WWW.LIB.KNIGI-X.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Электронные материалы
 

Pages:     | 1 | 2 || 4 |

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ ...»

-- [ Страница 3 ] --

1999) и в результате переговоров было достигнуто соглашение об организации горнодобывающего предприятия, а в июне 2002 г. Ivanhoe Mines приобрела право на 100 % выручки с уплатой 2 % арендной платы. Основной целью фирмы Ivanhoe Mines, как и компании Billiton–BHP, являлось изучение масштабов и качества вторичного медного и золото-медно-порфирового гипогенного оруденения. Начав в мае 2000 г., Ivanhoe Mines за полевой сезон осуществила проходку 8000 м бурения обратно-круговым способом, главным образом, на Центральном Ою для изучения условий залегания залежи халькозиновых руд, ранее обнаруженных компанией Billiton–BHP. По результатам бурения поисковых скважин фирма Ivanhoe Mines оценила номинальные запасы в 31,7 млн т со средним содержанием Cu 0,8%, а также дополнительно прогнозные ресурсы в 11,2 млн т со средним содержанием Cu 0,78 % (Cargill, 2002). В 2001 г. Ivanhoe Mines продолжила обратно-круговое бурение, сосредоточив его преимущественно в районе Южного Ою, чтобы оценить параметры выявленных, но неразведанных по промышленным категориям ресурсов меди. Затем последовало алмазное бурение 3-х структурных скважин (№№ 149, 150, 159 — на Южном, Юго-Западном и Центральном Ою соответственно) для исследований глубинного гипогенного золото-медного оруденения. Скважина № 149, дублирующая скважину № 4 BHP на Южном Ою, пресекла (с поверхности до глубины 63 м) окисленные медные руды с содержанием Cu 1,08 % и Au — 0,31 г/т; на глубине 71,5 м — богатое борнитовое оруденение (Cu —1,36 %, Au — 0,18 г/т).



На Юго-Западном Ою скважина № 150, пробуренная между скважинами Billiton–BHP № 9 и № 10, пересекла в интервале 70–508 м богатое халькопиритовое оруденение (Cu —1,17%, Au — 0,21 г/т), которое ниже сменяется гипогенным ковеллиновым оруденением с содержанием Cu 0,61%, Au — 0,11 г/т золота и прослеживающимся на 252 м по оси скважины. Положительные результаты структурного бурения оказались достаточными, чтобы Ivanhoe Mines приняла решение о постановке детальной разведки. В конце 2002 г. Ivanhoe Mines начала заверку бурением выявленной ранее аномалии вызванной поляризации на северном фланге рудного поля под девонскими отложениями и пирокластическими породами. В сентябре 2002 г.

скв. № 270, пробуренная на Южном Hugo Dummett, пересекла на глубине 638 м интервал с содержанием Cu 1,6 %. В марте 2003 г. скважина № 367А на Северном Hugo Dummett (примерно в 1,7 км к северу от скв. OTD 270) вскрыла на глубине 164 м руды с содержанием Au 1,42 г/т, Cu — 4 %. Таким образом, на Ою Толгое к концу марта 2003 г. были выявлены четыре крупных зоны с золото-медным оруденением (Kirwin и др., 2005), а также обнаружена совершенно новая глубинная залежь богатых Cu-Au руд (Северный Hugo), приуроченная к аномалии вызванной поляризации глубинной гидрофонной группы. К концу ноября 2004 г. пройдено ~ 560 000 м бурения, по результатам которого уточнено геологическое строение рудного поля в целом и оценены промышленные запасы меди и золота на месторождениях Южный, Юго-Западный и Центральный Ою, а также Hugo Dummett (рис. 61).

Для золото-медных руд Юго-Зап. Ою характерна штокверковая кварцево-прожилковая минерализация, преимущественно халькопиритовая с золотом при подчинённом количестве борнита, локализованная, главным образом, в биотитизированных базальтовых вулканитах, прорванных монцодиоритовыми альбитизированными штоками и дайками. Аналогичное оруденение характерно и для Южного Ою, но здесь оно богаче борнитом и отличаются меньшими значениями отношения Au/Cu.

Центральный Ою и Южный Hugo Dummett (см.





рис. 61) отличаются наличием мощных интенсивно сульфидизированных зон ковеллин-халькозинового состава и маломощных зон энаргитовой минерализации в ассоциации с алунитом, мусковитом, пирофиллитом, топазом и диккитом. Эти образования залегают над штокверковой системой кварцевых прожилков с халькопиритовым и борнитовым оруденением. Для Северного Hugo Dummett характерно наличие самородной меди и богатого энаргитового оруденения в центральной, ядерной части кварцево-жильного штокверка. Здесь проявлена зональность, выраженная сменой по латерали (от центра к периферии) богатой борнитовой минерализации халькопирит-пиритовой. Содержание меди и золота, а также отношение золота к меди повышаются к северному флангу рудной залежи. Преобладающими рудовмещающими породами являются интенсивно окремнённый серицитизированный кварцевый монцодиорит и серицитизированный авгитовый базальт.

Рудоносная залежь Юго-Зап. Ою отчётливо оконтуривается магнитной аномалией и совпадающими с ней максимумами поляризуемости, тогда как зона высокой сульфидизации на Центральном Ою фиксируется чётко выраженным максимумом поляризуемости в пределах слабой магнитной аномалии. Богатое медное оруденение в Hugo Dummett, залегающее на большой глубине и не выходящее на поверхность, было обнаружено в результате систематического разбуривания структур северо-восточного простирания, характеризующихся максимальными значениями поляризуемости.

Опубликованные работы (Lamb et al., 1999; Badarch et al., 2002) содержат обобщённую геологическую, геохимическую и геохронологическую информацию за период более чем 60 лет. Судя по изотопнму составу O, H, и S (18OSO4 = 8,8 20,1 ‰, D = -73 -43 ‰, 34S = 9,8 17,9 ‰), алунит кристаллизовался из газонасыщенного постмагматического флюида без участия атмосферной воды. Пирофиллит — преобладающий компонент аргиллизации в Ою Толгой, который всегда ассоциирует с каолинитом, замещающим пирофиллит при повышении температуры или воздействии гидротерм кислого состава (Hemley et al., 1980). Изотопные данные свидетельствуют, что пирофиллит (18O = 6,5 10,9 ‰, D = -90 -106 ‰) был образован из постмагматического флюида при участии атмосферной воды. Верхний предел стабильности каолинита в геотермальной системе Philippine составляет ~ 200С (Reyes, 1990), типичный температурный режим филлита составляет от 250 до 350С (Hemley et al., 1980; Reyes, 1990). Мусковит в ассоциации с кварцем монцодиоритовых интрузий приурочен к центральной части месторождения Hugo Dummett. Данные по изотопии мусковита (18O = 3,0 9,0 ‰, D = -101 -116 ‰) показывают, что он образован из газонасыщенного постмагматического флюида, сходного с водонасыщенным флюидом, из которого кристаллизовался пирофиллит.

Рисунок 61. Геологическое строение рудного района Ою Толгой (по Khashgerel et al., 2006) Раннекаменноугольные образования: 1 — гранодиоритовый плутон, 2 — осадочно-вулканогенные отложения, 3 — пострудные дайки; позднедевонские образования: 4 — осадочные образования с брекчиями базальтов, 5 — биотитовые гранодиориты, 6 — кварцевые монцодиориты с интенсивным кварцевым прожилкованием, 7 — кварцевые монцодиориты, обогащённые золотом, 8 — кварцевые монцодиориты (преимущественно крупнозернистые); 9 — аппроксимация проекции контура распространения облекающей богатые сульфидные руды зоны на глубину; вторичные изменения: 10 — аргиллизация, 11 — мусковитизация, 12 — контур распространения аргиллизации; разновидности вулканитов: 13 — дацитовые глыбовые туфы, 14 — дацитовые пепловые туфы; 15 — авгитовые базальты.

Магнезиальный хлорит (18O = 5,5 ‰, D = -126 ‰) — это весьма распространённый минерал, образующийся в результате гидротермального воздействия на биотит, а также, возможно, при воздействии на биотит газонасыщенного постмагматического флюида, из которого кристаллизовался мусковит во время охлаждения порфировой системы. Более поздние изменения флюида, связанные со смешиванием постмагматического флюида со значительными объёмами атмосферной воды, привели к отложению диккита (18O = -4,1 +3,3 ‰, D = -130 -140 ‰). Низкое значение D (-140 ‰) этой атмосферной воды может служить признаком того, что его источник был приповерхностным.

На основе дешифрирования космических снимков и геофизической интерпретации, главными структурами рудного района Ою Толгой, контролирующими размещение и локализацию рудоносных зон, являются системы сбросо-сдвигов северо-восточного простирания. В контурах рудного района известны многочисленные участки с концентрированным золото-медно-порфировым оруденением, структурно сопряжённые с поздними интенсивно сульфидизированными зонами, возникающими над глубинными корневыми частями рудномагматических систем и частично наложены на них. Результаты бурения показали, что ниже выявленной зоны минерализации залегает массивный порфиритовый авгитовый базальт, а некоторые скважины на Юго-Восточном Ою вскрыли авгитовый базальт на глубине 1000 м. Туфы (от дацитового до андезитового состава), образованные пепловым потоком, залегают на глубине сотен метров, переслаиваясь с осадочными породами.

На месторождении Hugo Dummett (см. рис. 61) пепловые туфы чередуются с алевролитами пестроцветной окраски (от зелёной до красной), прослоями конгломератов и углистых сланцев, а также лавобрекчиями базальтов. Некоторые покровы базальтов верхнего осадочного комплекса аналогичны порфиритовым авгитовым базальтам нижней части разреза, что свидетельствует о их комагматичности.

Осадочные породы, залегающие над оруденением в Сев. Hugo, слабо пропилитизированы. Слоистые алевролиты с отпечатками растительности и окаменелыми стволами деревьев каменноугольного периода, расположенные в 3-х км южнее разбуренной площади, не затронуты гидротермальными изменениями. Вместе с тем, их взаимоотношения с минерализованными вмещающими магматическими породами не ясны. Ближайшие выходы крупной фельзитовой интрузии находятся примерно в 3-х км к северо-западу. В рудоносной зоне в виде дайки залегает кварцевый монцодиоритпорфир. На основании данных об интенсивности гравитационного поля силы тяжести можно предположить, что западнее профилей буровых скважин находится крупная фельзитовая интрузия площадью в несколько квадратных километров.

Высокопродуктивное ядро месторождения Юго-Зап. Ою представляет собой цилиндрической формы тело порфиров диаметром 250 м, которое прослежено по вертикали более чем на 800 м. Оруденение локализовано в небольших дайках мощностью 10–30 м, которые синхронны поздним порфиритовым кварцевым монцодиоритам.

Оруденение прослеживается более чем на 100 м во вмещающие базальтовые вулканиты. Жилы молочно-белого кварца развиты как в минерализованных кварцевых монцодиоритах, так и в базальтовых вулканитах. Кварцево-жильные текстуры представлены извилистой сетью прожилков молочно-белого кварца и отличаются от классических порфировых штокверков разнонаправленной ориентировкой центральной осевой линии. Похожие кварцево-жильные текстуры встречены на месторождении Тампакан на Филиппинах (Madera and Rohrlach, 1998). По-видимому, кварцевые жилы в большинстве своём образовались на ранней стадии рудообразования при относительно высокой температуре. Однонаправленные структуры затвердевания или кристаллизации (Shannon et al., 1982; Kirkham, Sinclair, 1988) образуют тонкие кружевные миллиметровые прожилки, вскрытые в 30-метровом интервале скважиной OTD 183. Аналогичные структуры встречаются на многих богатых золотом порфировых месторождениях, включая Bajo de le Alumbrera (Kirwin and Seltmann, 2002; Harris et al., 2004). Халькопирит и подчинённые ему пирит и борнит образуют рассеянные вкрапления, а также выполняют трещины и зонки дробления в кварцевых жилах и вмещающих породах.

С глубиной отношения Au/Cu увеличиваются от 2:1 до 3:1. Изменения в кварцевых монцодиоритах выражаются в появлении весьма распространённого раннего альбита, а также кварца и серицита с незначительным количеством флюорита и, редко, турмалина. Характерной особенностью базальтовых вулканитов является присутствие биотита и магнетита в ассоциации с поздним хлорито-серицитом. Кристаллы пирита встречаются в виде включений внутри зерён альбита и других минералов гидротермально-метасоматического изменения, а также на их границах с халькопиритом и борнитом или жильным минералом. Менее качественная рудная минерализация, наложенная на пропилитизированный базальт с отношением Au/Cu 1:1 оконтуривает высокопродуктивное ядро, образуя ореол с параметрами 600 2000 м. Кварцево-монцодиоритовая дайка, связывающая Юго-Зап. Ою с Юго-Восточным, серицитизирована на верхних горизонтах и слабо минерализована вкраплениями пирита и халькопирита.

На Центральном Ою Толгое и Южном Hugo Dummett встречаются зоны интенсивной сульфидизации, расположенные в апикальных частях порфировых систем и частично наложенные на них. Для этих порфировых систем вмещающими чаще всего являются дацитовые туфы. На Центральном Ою ковеллин и пирит приурочены к расширяющейся снизу вверх зоне интенсивного изменения кварц-мусковитового состава с подчинёнными диккитом и пирофиллитом. Первичный апатит преобразован во вторичные фосфаты (крандаллит, сванбергит, вудхаузеит). Минерализация сосредоточена в порфировых кварцево-монцодиоритовых дайках. На Центральном Ою залежь гипергенно обогащённого халькозина мощностью в десятки метров замещает залегающую выше богатую ковеллином и пиритом высокосульфидизированную минерализацию.

Сажистая руда, обволакивающая пирит и заполняющая трещины, лежит ниже богатой гематитом и гётитом зоны выщелачивания мощностью от 20 до 60 м. В некоторых скважинах на флангах месторождения наблюдается экзотичная второстепенная медная минерализация.

На Южном Hugo борнит, халькопирит и халькозин локализованы в порфировых кварцевых жилах высокой плотности, секущих дацитовые туфы. На эти туфы наложена аргиллизация, характеризующаяся преобладанием в минеральном составе алунита, пирофиллита, диаспора, диккита, топаза, зуниита, а также подчинённым количеством флюорита и редким дюмортьеритом (Sheehan, 2003).

Минерализация простирается вертикально и латерально из толщи порфиритовых монцодиоритовых апофиз или залегающего на глубине порфирового ядра. Глубинное бурение вскрыло жилы магнетита и халькопирита в биотитизированном и хлоритизированном авгитовом порфировом базальте, схожем с базальтом Юго-Западного Ою. Минерализация борнита и халькопирита на Южном Hugo имеет исключительно высокое содержание меди (до 10 % на 2-метровый интервал опробования) и, по-видимому, имеет латеральную зональность в направлении от борнитового ядра к халькопириту и пириту.

Северный Hugo представлен рудной борнитовой залежью, простирающейся на 1,6 км к северо-востоку от Южного Hugo. Вертикальное залегание залежь имеет на отрезке в 100 м на южном окончании, и на отрезке 70 м — на северном. Горизонтальная мощность высокопродуктивной части залежи изменяется от 150–180 до 200 м на северном фланге. Максимальная горизонтальная мощность зоны с содержанием меди выше 1 %, облекающей высокопродуктивную часть залежи, достигает 450 м. Минерализация локализована в базальтах и кварцевых монцодиоритовых штоках. Наиболее высокие содержания золота связаны с борнитом, а отношения Au/Cu варьируются от 1:10 до 1:1 в северной части.

Консультанты AMEC из Ванкувера (Juras, 2004) подсчитали запасы Южного и Северного Hugo, а также других месторождений Ою Толгой. На Северном Hugo запасы составляют 666 млн т при среднем содержании меди 1,5 %, золота — 0,3 г/т, в т. ч.

178 млн т в контурах высокопродуктивной залежи с содержанием Cu 2,9 %, Au — 0,6 г/т. Общие запасы месторождения Hugo Dummett оцениваются в 1,071 млрд т с содержанием Cu — 1,07 %, Au — 0,21 г/т при бортовом содержании Cu 0,6 % или в 595,7 млн т с содержанием Cu —1,36 %, Au —0,28 г/т при бортовом содержании Cu 1 %. Запасы высокопродуктивной залежи на месторождении оценены в 335,4 млн т (Cu —2,84 %, Au — 0,49 г/т при бортовом содержании Cu 2 %). Эти запасы простираются к северу от месторождения и на глубину со значительным потенциалом для их наращивания (Khashgerel et al., 2006).

В результате геологоразведочных работ оконтурен обширный рудный район с золото-медно-порфировым оруденением, для которого типичны многочисленные рудномагматические системы порфирового типа. Одни из них эродированы, вторые залегают в мощных зонах интенсивной сульфидизации, третьи перекрыты безрудными осадочными и вулканическими породами.

Абсолютный возраст циркона из дацитов, залегающих на авгитовых базальтах, определённый U-Pb методом в Стэндфордском университете (Wainwright et al., 2005), составил 365±4 млн лет. Цирконы из дорудных кварцевых монцодиоритов, проанализированные U-Pb методом в Австралийском национальном университете (Khashgerel et al., 2006), имеют абсолютный возраст от 378±3 до 371±3 млн л. Возраст биотитов из пострудных гранодиоритов укладывается в интервал 362±4 362±2 млн л. Возраст молибденита (372±1,2 и 373±1,2 млн л.) с месторождений Юго-Вост. и Центральный Ою Толгой (Stein, 2003) показал, что рудная минерализация синхронна со становлением сорудного кварцевого монцодиоритового интрузива. Re-Os возраст молибденита с Юго-Зап. и Центрального Ою, а также Южного Hugo равен 370±1,2 млн л. (Stein, 2003). Аналогичный Re-Os возраст молибденита (370±1,2 млн л.) установлен для медно-модибденового месторождения Tsagaan Suvarga (Цагаан Субарга), которое находится в 140 км к северо-востоку от Ою Толгоя (Watanabe and Stein, 2000). Возраст становления пострудного гранодиоритового массива, прорывающего базальтовые и андезитовые туфы, конгломераты и углистые сланцы турнейского времени нижнего карбона, соответствует 348±3 млн л., а секущих его андезито-дацитов — 346±2 343± ±3 млн л., риолитов — 332±2 330±2 млн л.

Порфировые системы Юго-Западного Ою и Хармагтая формировались в палеозое в континентальных условиях и обладают некоторыми характеристиками, типичными для низко- и среднекалиевых известково-щелочных золото-медно-порфировых рудномагматических систем островодужного типа. Эти характеристики включают трубообразную геометрию, высокое содержание магнетита, обогащённые золотом жильные зоны. Северо-восточное линейное направление оруденения на Южном и Северном Hugo, контролируется системой апофиз кварцевых монцодиоритов.

Установлены два основных типа высокопродуктивной минерализации:

ковеллин-пиритовый тип, обеспечивающий значительную долю общих запасов медной руды на Центральном Ою;

борнитовый, халькопиритовый и халькозиновый, образующий запасы исключительно высококачественной медной руды на Южном Hugo.

Первый тип минерализации тесно связан с кварцево-жильными порфировыми интрузивами, причём ковеллин мог образоваться в результате воздействия флюидов более позднего постмагматического этапа, сопровождавшегося интенсивной сульфидизацией, залегающей над ранее образовавшимся золото-медно-порфировым оруденением. Это могло произойти в процессе гипогенного окисления, сходного с зафиксированным на месторождении Бьют в штате Монтана, США (Brimhall, 1980).

Второй, высокосульфидный, тип образует мощную «оболочку» вокруг штокверковопрожилковой зоны, залегающей над апикальной зоной кварцевых монцодиоритовых штоков и даек. Гидротермально-метасоматическое изменение пород и наложенное оруденение развиваются преимущественно по дацитовым туфам. Для глубинных частей этой рудномагматической системы характерны порфировидные кварцевые жилы, биотитизация и магнетитовая минерализация магматогенно-гидротермального происхождения. Золото-медно-порфировое оруденение месторождения Hugo Dummett является более поздним, несмотря на тесную пространственную связь с ранее образовавшимися кварцевыми жилами. Большая часть минерализации локализована в силикатно-сульфидных зонах, тяготеющих к метасоматически и гидротермально изменённым породам, обогащённым мусковитом и тёмно-зелёным хлоритом ( 300С), иногда с наложенной более поздней доломитизацией ( 250С).

Выявление крупного района с золото-медно-порфировым оруденением Ою Толгой в корне изменило широко распространённое мнение о том, что в Монголии проявлены только медно-молибденовые системы, такие как Эрдэнэт и Цагаан Субарга (Lamb and Cox, 1998). Позже подобные руды были выявлены в Хармагтае, Оюут Улане (Oyut Ulaan) и Хунгите (Hunguit). Все они расположены в Южно-Гобийских районах Монголии.

Ivanhoe Mines провела буровую разведку на Хармагтае и выявила четыре богатых золотом порфировых участка, которые можно объединить в рудное поле площадью 5 км2. Оруденение носит такой же характер, как и на Юго-Зап. Ою, хотя Au-Cu оруденение размещается преимущественно в прожилковой зоне диорит-порфиров и в турмалиновых трубках взрыва. Минеральный состав гидротермального изменения характеризируется доминирующим развитием альбита, магнетита, биотита и эпидота. Результаты поисково-структурного бурения показали, что высокопродуктивные зоны представлены телами трубчатой формы с таким же соотношением Au/Cu как на ЮгоЗап. Ою. Геологоразведочные работы последних лет позволили выявить и оконтурить четыре рудно-магматических золото-медно-порфировых системы, размещение которых контролируется структурой протяжённостью ~ 6 км.

Сравнение с крупными золото-медными объектами других регионов мира позволяет сделать вывод о том, что специфика магматических ассоциаций, особенности изменений вмещающих оруденение пород, сульфидный парагенезис руд и высокие соотношения в них Au/Cu Юго-Зап. Ою, сопоставимы с месторождениями Ridgeway в Лакланском складчатом поясе Вост. Австралии (Holliday et al., 1999), Skouries в Греции (Tobey et al., 1998), Dinkidi на Филлипинах (Garret, 1996), Kemess в Британской Колумбии (Rebagliati et al., 1995). Весьма продуктивная гипогенная медная минерализация Сев. Hugo Dummett схожа с недавно открытым месторождением Resolution в Аризоне (Manske and Paul, 2002). В то же время, геологические условия формирования Центрального и КрайнеСев. Ою аналогичны условиям образования месторождений El Salvador в Чили (Gustafson and Hunt, 1975) и Resolution в Аризоне (Manske and Paul, 2002).

В свете изложенного, в ходе дальнейших геолого-металлогенических исследований необходимо изучить взаимосвязи и последовательность формирования различных типов минерализации; возрастные уровни эрозионных процессов; особенности структурных преобразований в контурах рудного района Ою Толгой, происходивших с раннего девона. Тектоническая обстановка региона и петрогенез вмещающих интрузивных пород недостаточно ясны, так же как и контролирующие факторы размещения и локализации исключительно высокопродуктивного гипогенного золото-меднопорфирового оруденения. Из-за недостаточной обнажённости в Южно-Гобийской пустыне, в уточнении особенностей геологического строения и обнаружении минерализации важную роль будут играть дистанционные (аэрокосмические) и геофизические методы. Качество медной руды гигантской золото-медно-порфировой системы девонского возраста гипогенного происхождения Ою Толгой является самым высоким среди известных медно-порфировых систем в мире. Можно уверенно предположить, что наращивание потенциала этой рудной системы возможно не только к северу от уже выявленных месторождений, но и на гобийских участках Монголии и Китая.

3. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ РУДОНОСНЫХ МАГМ ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ ФЛЮИДНЫХ ВКЛЮЧЕНИЙ

Связь оруденения с магматизмом — одна из ключевых проблем современной петрологии и геохимии. Решение этой проблемы сопряжено с целым комплексом исследований, направленных на выявление состава и источников магм редкометалльных месторождений, а также роли природных процессов, приводящих к концентрации рудного вещества. В числе этих исследований важная роль принадлежит изучению расплавных включений в минералах пород и руд редкометалльных месторождений. Полученная информация даёт возможность проследить сложную эволюцию природных силикатных и солевых расплавов, ответственных за образование пород благородноредкометалльных месторождений, установить закономерности концентрации в них редких и редкоземельных элементов, а также выявить магматические процессы, ведущие к генерации рудоносных магм.

Ниже обсуждаются результаты исследования силикатных, силикатно-солевых и солевых расплавных включений, выявленных в минералах пород и руд редкометалльных месторождений Центральной Азии, связанных с карбонатитовым, бимодальным и щёлочногранитным магматизмом. Проявления щёлочнокарбонатитового, бимодального и щёлочногранитного магматизма известны во многих регионах мира.

Их образование происходит в условиях континентального рифтогенеза, на океанических островах и активных континентальных окраинах. Накоплено большое количество данных, касающихся петрологии, минералогии и геохимии этих пород из различных регионов мира, проведён ряд экспериментальных исследований как силикатных, так и силикатно-солевых систем. Однако данные о составе минералообразующих сред и их роли в формировании большого спектра пород и руд, связанных с кислыми и щелочными магмами, немногочисленны и не носят систематического характера. Кроме того, получение информации о составе минералообразующих сред для подобных объектов позволит решить очень важную и до сих пор дискуссионную проблему их генезиса, который ряд исследователей связывает с постмагматическими метасоматическими процессами.

Таким образом, главными задачами нашего исследования стали: 1) выявление состава редкометалльных магм; 2) характеристика трендов эволюции и физикохимических параметров редкометалльных магм; 3) оценка роли магматических процессов, ведущих к генерации рудоносных магм.

В качестве карбонатитовых реперных объектов изучались Карасугское, Улатайское, Чозское и Чайлюхемское месторождения Центральной и Южной Тувы. Породы бимодальной магматической ассоциации повышенной щёлочности, включающей щелочные базальтоиды, трахиты, пантеллериты, комендиты и щелочные граниты, изучались на проявлении Дзарта-Худук в Монголии. Составы минералообразующих сред месторождений, связанных с щелочными гранитоидами, изучались в рудном поле ХалдзанБурэгтэйского редкометалльного (Nb, Zr, REE) месторождения в Западной Монголии.

3.1. МАГМЫ БИМОДАЛЬНЫХ

И ЩЁЛОЧНОГРАНИТНЫХ АССОЦИАЦИЙ

Характерными особенностями континентального рифтогенного магматизма являются широкое развитие в его составе пород повышенной щёлочности и бимодальный характер магматических ассоциаций, выражающийся в преобладании чередующихся толщ пород основного и кислого составов. С щёлочно-салическими породами, включающими щелочные граниты и их вулканические аналоги, комендиты, пантеллериты и трахиты, нередко связана разнообразная редкометалльная и редкоземельная минерализация (РЗЭ, Zr, Nb, Ta, Li, Ве и др.), достигающая иногда промышленных масштабов. Несмотря на то, что бимодальный рифтогенный магматизм широко развит в Центральной Азии, изученность составов и физико-химических параметров его магм на настоящий момент явно недостаточна. Поэтому в задачу исследования входило определение условий образования, состава и эволюции магм салических (комендитовых, пантеллеритовых) пород бимодальных серий, а также выявление механизмов дифференциации, инициирующих рудогенез.

БИМОДАЛЬНАЯ ДЗАРТА-ХУДУК (МОНГОАССОЦИАЦИЯ ВУЛКАНИТОВ ПРОЯВЛЕНИЯ

ЛИЯ). Особое значение отводится выяснению роли, впервые выявленных нами природных солевых фторидных расплавов, обогащённых Li и Na, в формировании бимодальных ассоциаций, рудопроявления Дзарта-Худук (Центральная Монголия).

Дзартахудукский палеовулкан, выявленный при групповой геологической съёмке, охватывает площадь свыше 120 км2. По данным U-Pb изотопных исследований цирконов из сиенитов палеовулкана, возраст массива составляет 211 млн л. Палеовулкан сложен переслаивающимися щелочными трахидацитами, комендитами, пантеллеритами, их туфами и игнимбритами. Мощность вулканической толщи 600 м, она прорвана телами субвулканических комендитов и массивом агпаитовых сиенитов. Среди пород палеовулкана преобладают лавы, обладающие флюидальной и эвтакситовой текстурой, в меньшей степени распространены игнимбриты. Структура лав афировая и порфировая. Нередко породы изменены, халцедонизированы, особенно вблизи субвулканических тел. Неизменённые разности пород по минеральному и химическому составу отвечают кислым породам щелочного ряда калиево-натровой серии с коэффициентом агпаитности Кагп 1, с повышенным содержанием F, РЗЭ, Zr, Rb. Халцедонизированные разности обогащены РЗЭ (до первых мас. %).

В петрографическом отношении комендиты, в которых установлены кристаллические и расплавные включения, представляют собой порфировые породы, содержащие до 20 % вкрапленников кали-натрового полевого шпата, кварца и щелочного амфибола. Микрофельзитовая основная масса сложена кали-натровым полевым шпатом, кварцем, щелочным амфиболом и флюоритом. Наиболее типичный акцессорный минерал комендитов — циркон.

Первичные расплавные и сосуществующие с ними кристаллические включения установлены в кварце комендитов. Химические составы кристаллических включений, минеральных фаз в расплавных включениях, а также остаточных и гомогенных стёкол расплавных включений изучены с помощью электронно-зондового рентгеноспектрального микроанализа (петрогенные компоненты) и метода вторичной ионной массспектрометрии (для определения элементов-примесей и H2O). Электронномикрозондовый анализ выполнялся с ускоряющим напряжением 15 кВ и токе зонда 30 нА. Ионнозондовые анализы выполнены на микроанализаторе IMS–3F «Камека» в Институте микроэлектроники РАН (Ярославль) С.Г. Симакиным.

Среди кристаллических включений определены амфибол, флюорит, ильменит, а также диортосиликат редких земель — чевкинит. Амфибол по химическому составу отвечает рибекиту и характеризуется крайне высокими концентрациями F (до 4 мас. %), содержание К2О — до 1 мас. %. Включения ильменита содержат значительные концентрации MnO — до 6,5 мас. %. В составе чевкинита, помимо петрогенных компонентов, определено до 38 мас. % Се2О3 и La2O3; 0,9 мас. % Nb2O5; 0,5 мас. % Y2O3; 0,24 мас. % ZrO2 и 0,6 мас. % F. При этом дефицит в сумме компонентов составил 6,5 мас. %. Возможно, это связано с присутствием в составе чевкинита ряда дополнительных редкоземельных элементов, в частности, Pr, Nd, Sm и Gd. Так, высокие концентрации этих компонентов, в сумме составляющих от 5,7 до 6,8 мас. %, были установлены в чевкините из щелочных гранитов провинции Сихуань (Китай) (Yang et al., 2002). Отметим также, что чевкинит является характерным акцессорным минералом щелочных гранитов и сиенитов, а также связанных ними пегматитовых жил (Карташов, Волошин, Пахомовский, 1993), в вулканических же породах встречается довольно редко. Первичные расплавные включения в кварце комендитов располагаются азонально, имеют форму отрицательного кристалла и размеры, как правило, от 30 до 40 мкм. Включения содержат стекло, газовую фазу, а также мелкокристаллический солевой агрегат, нередко имеющий вытянутую червеобразную форму рис. 62). Микрозондовые и ионнозондовые исследования показали, что в составе агрегата присутствуют две фазы, одна из которых представлена редким фторидом лития — грайситом, другая — фторидом натрия — виллиомитом. К настоящему времени грайсит лишь однажды упоминался в литературе, он обнаружен во включениях содалита в роговиках массива Монт Сент-Илэр, (Канада) (Van Velthuizen, Chao, 1989).

Рисунок 62. Расплавное включение в кварце комендита (проходящий свет)

Виллиомит в качестве дочерней фазы расплавных включений в комендитах массива Дзарта-Худук известен давно (Царёва и др., 1991). Содержания F в грайсите, определённые с помощью электронного микрозонда, составляют 66,9–68,8 мас. %, высокие конРисунок 63. Поведение расплавного включения центрации Li подтверждены ионв кварце комендита в ходе термометрического опыта нозондовым микроанализом качепри давлении 1 атм.

ственно. В составе виллиомита А — мелкокристаллический солевой агрегат, сложенный виллиосодержится 49,3–50,4 мас. % Na и митом (NaF) и грайситом (LiF), Г — газовая фаза; сил. ст — силимас. % F.

катное стекло; сол. р-в — солевой расплав; сил. р-в — силикатОстаточные (не гретые) стёкла ный расплав.

в расплавных включениях по сравнению с породой характеризуются повышенными концентрациями Na2O — до 6– 10 мас. %, F — 0,2–0,7 мас. % и Сl — до 0,4 мас. % при содержании SiO2 — 66,7– 70,7 мас. %, Al2O3 — 11,7–14,0 мас. %. Содержание воды в стёклах не превышает 0,5– 0,7 мас. %. На классификационной диаграмме SiO2 – (Na2O + K2O) составы изученных остаточных стёкол расплавных включений попадают в поле пантеллеритов. Наблюдение за поведением включений в процессе нагревания в микротермокамере с визуальным контролем (Linkam TS 1500) позволило зафиксировать следующие особенности в изменении их фазового состава (рис. 63). Первые признаки плавления во включениях наблюдаются при температуре 600С. В пределах солевой сегрегации происходит обособление газового пузырька. При этом в процессе нагревания зафиксировано его многократное перемещение, что говорит о малой вязкости солевого расплава. При температуре 700С газовая фаза в пределах солевой сегрегации полностью растворяется, причём, это происходит всегда раньше полного расплавления кристаллических фаз.

При температуре 750С наблюдается интенсивное плавление содержимого солевой сегрегации и она приобретает округлую форму. Дальнейшее повышение температуры приводит к почти полному расплавлению солевых минералов внутри сегрегации, и при 810С во включениях фиксируется несмесимость силикатного и фторидного расплавов. При температуре 860С во включениях отмечается практически полное растворение солевого расплава в силикатном. Температура частичной гомогенизации (т. е. содержимое включений представляет собой однородный расплав с газовым пузырьком) составляет 900С. Полная гомогенизация включений осуществляется при температуре 1030С. Стёкла гомогенных расплавных включений близки по химическому составу комендитам и характеризуются высокими содержаниями (в мас.

%):

SiO2 — 72,0–78,6; FeO — до 5,0; Na2O — 5,0–7,0; K2O — 3,6–4,7 и сравнительно низкими концентрациями Al2O3 (7,8–10,0). Коэффициент агпаитности в изученных расплавах варьирует в пределах 1,20–2,05. По данным ионнозондовых определений содержание воды в расплавах в среднем изменяется от 0,4 до 0,9 мас. %, что в целом сопоставимо с содержанием воды в негретых включениях. Концентрации фтора в стёклах гомогенизированных расплавных включений существенно превышают содержания этого элемента в стёклах негретых включений и составляют от 1,0 до 2,8 мас. %. Концентрации хлора составляют 0,2–0,3 мас. %. Близкие составы в отношении главных петрогенных компонентов и воды были получены ранее Г.М. Царёвой с соавторами (1991) при изучении расплавных включений в кварце комендитов Дзартахудукского массива.

Исследование редкоэлементного состава стёкол гомогенизированных расплавных включений, а также породы, показало, что расплавные включения и изученные комендиты имеют близкие характеристики распределения элементов-примесей (рис. 64). Нормирование проводилось относительно хондрита.

Как следует из приведённых диаграмм, расплавы и породы резко обогащены по сравнению с хондритом большинством высокозарядных элементов, таких как Th, U, Zr, Nb, Ta, Нf, а также Y. Ярко выраженные минимумы характерны для содержаний Ва, Sr и Тi, что вполне закономерно и связано с выносом этих элементов полевыми шпатами и рудными минералами на более ранних этапах дифференциации магматического расплава.

Отличительной особенностью изученных расплавных включений является чрезвычайно высокое содержание в них Li и Zr, что на диаграмме фиксируется ярко выраженными положительными Рисунок 64. Спайдердиаграммы содержаний редких аномалиями. Максимальные кон- и редкоземельных элементов в гомогенных стёклах центрации Li в стёклах расплав- расплавных включений в кварце комендитов и в породах ных включений достигают 1800– массива Дзарта-Худук, нормированные относительно 1900 ррm, содержание Zr — хондрита (по Sun, MCDonough, 1989) 1300–3700 ррm. Такие высокие содержания Li превышают во многих случаях даже известные значения для расплавов редкометалльных гранитоидов. Так, в магмах (расплавных включениях) щелочных гранитоидов редкометалльного месторождения Халдзан-Бурэгтэй (Западная Монголия) содержания Li не превышает 230 ppm (Коваленко и др., 2004 а). Для бимодальных ассоциаций полученные нами значения Li сопоставимы лишь с содержаниями этого элемента в расплавных включениях, изученных в кварце комендитов массива Цаган-Хуртэй в Западном Забайкалье (Kuzmin, Chupin, 2001) и в кварце пантеллеритов хр. Тост в Южной Монголии (Козловский и др., 2005), где они достигают 2040 и 1600 ppm, соответственно. Вместе с тем, следует отметить существенное различие в поведении Li в породах и в расплавах: в породах в отличие от расплавов наблюдается отчётливо выраженный минимум в содержаниях этого элемента.

На диаграммах с нормированными содержаниями РЗЭ характер их распределения как в стёклах расплавных включений, так и в породах совпадает. В целом, отмечается обогащение расплавов и пород редкоземельными элементами с некоторым преобладанием лёгких РЗЭ над тяжёлыми. Содержание суммы РЗЭ в расплавах достигает 720 ppm. Отношение La / YbN в них составляет от 2 до 3. Отчётливо проявленная европиевая аномалия в стёклах расплавных включений свидетельствует о высокой степени дифференцированности комендитовых расплавов. По-видимому, они отвечают за наиболее поздние магматические продукты бимодальной серии пород комплекса Дзарта-Худук.

В изученных гомогенных и остаточных (не гретых) стёклах расплавных включений из кварца комендитов содержания Zr, Th, Rb, Sr, Ba, Y, Eu, B и Be находятся в прямой корреляционной зависимости с Nb. Несовместимое поведение этих элементов показывает, что на данном этапе формирования породы не происходило значительного фракционирования их минералов-концентраторов и они накапливались в остаточном расплаве.

Редкоземельные элементы в расплавных включениях всех изученных пород также имеют положительные тренды с Nb, сохраняя тенденцию накапливаться в остаточных расплавах, при этом, выявленная тенденция отчётливо прослеживается для средних и тяжёлых РЗЭ и, в несколько меньшей степени, для лёгких. Подобное поведение элементов-примесей относительно Nb дают основания считать, что эволюция комендитового расплава определялась в значительной степени процессами кристаллизационной дифференциации. Вместе с тем, следует отметить, что составы стёкол расплавных включений из кварца комендитов демонстрируют широкие вариации содержаний Li при сравнительно постоянных концентрациях Nb. Аналогичная картина наблюдается для F и Na. Такое поведение этих элементов в стёклах расплавных включений нельзя описать процессами кристаллизационной дифференциации, оно предполагает участие других магматических процессов в ходе эволюции расплава.

Таким процессом может быть силикатно-солевая жидкостная несмесимость.

Полученные результаты изучения расплавных включений в кварце комендитов, позволившие зафиксировать явления несмесимости силикатного и солевого расплавов при нагревании включений, свидетельствуют о реальности отделения от щелочных магм в процессе дифференциации фторидных расплавов, в значительной степени концентрирующих Na и Li. Такой солевой расплав мог впоследствии удаляться из силикатной магмы, что объясняет появление глубокого минимума в содержаниях Li для изученных комендитов на представленных спайдердиаграммах (см. 64). Большое геохимическое значение отделению высококонцентрированного солевого расплава в процессе дифференциации обогащённой фтором силикатной магмы придаётся в работах (Корнеева, Зарайский, Граманецкий, 2004; Граманецкий, Щекина, 2005; Коваленко и др., 2006). Этот процесс рассматривается этими исследователями как закономерный этап магматической системы, при этом особое внимание уделяется экстрагирующей способности фторидных солевых расплавов в отношении многих редких и редкоземельных элементов.

Таким образом, совокупность полученных нами данных изучения включений в кварце комендитов позволила установить сильно дифференцированные редкометалльные щелочные расплавы, обогащённые Na, F, Li, Zr и редкоземельными элементами и выявить магматические процессы, ответственные за их образование. В этой связи, щёлочно-салические породы бимодальных ассоциаций могут рассматриваться как особый тип редкометалльного вулканогенного оруденения.

РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫЕ ХАЛДЗАН-БУРЭГТЭЙ (МОНГОЛИЯ).

ГРАНИТОИДЫ МАССИВА

Халдзан-Бурэгтэйский многофазный массив щелочных гранитоидов и одноимённое крупное редкометалльное месторождение расположены на восточном берегу р. Кобдо хребта Монгольский Алтай, в 40 км к северо-западу от её устья и в 45 км к северовостоку от аймачного центра Кобдо. Массив входит в группу других массивов щелочных гранитоидов: Цохни-Ула, Цзогту-Ула, Гурван-Унэт и Улан-Унэт, в целом ориентированных в северо-западном (алтайском) направлении. В этом же направлении вытянут и Халдзан-Бурэгтэйский массив. Он имеет форму овала протяжённостью 30 км при ширине до 8-ми км. Вся группа массивов щелочных гранитоидов контролируется Алтан-Хухийнским региональным разломом, разделяющим ранне- и позднекаледонские структурные зоны Западной Монголии.

Геологическое строение района определяют породы островодужной базальт-андезит-дацитовой (с осадками) толщи, внедрённые в них нормальные (нещелочные) гранитоиды, а также дайковый пояс базитов-андезитов-дацитов, секущий как островодужную ассоциацию, так и нещелочные граниты. Щелочные массивы прорывают все эти образования и сложены магматическими породами следующих групп (от ранних к поздним): 1) нордмаркиты и сингенетичные с ними долериты; 2) щелочные граниты и сингенетичные с ними долериты; 3) дайковые экериты, мелкозернистые щелочные граниты и щёлочногранитные пегматоиды; 4) дайковые пантеллериты; 5) редкометалльные щелочные гранитоиды; 6) щелочные базиты и кварцевые сиениты; 7) миароловые щелочные редкометалльные граниты. Последовательность образования магматических пород установлена по их геологическим взаимоотношениям, каждая из этих групп определяется соответствующими (от первой до седьмой) фазами внедрения. Среди пород массива наибольший практический интерес представляют редкометалльные щелочные граниты 5-й и 7-й фаз. Этим обусловлен наш выбор изучения включений минералообразующих сред, в первую очередь, в минералах редкометалльных щелочных гранитов 5-ой фазы.

Изученные редкометалльные граниты 5-й фазы содержат в среднем 36 % щелочных полевых шпатов, 26,5 % кварца, 0,5 % арфведсонита, 9 % эгирина, до 25 % редкометалльных минералов, тухуалита и флюорита. Среди редкометалльных минералов нами выявлены минералы группы циркония — циркон и гиттинсит. Ранее в этих породах были установлены также минералы Nb, Y, РЗЭ, U, Th, Li (Коваленко и др., 2006).

Кристаллические и расплавные включения изучены во вкрапленниках кварца. Во включениях установлены тухуалит, альбит, калиевый полевой шпат, сфен, флюорит, а также редкометалльные фазы, представленные минералами группы Zr (циркон, гиттинсит), Nb (пирохлор), РЗЭ и Y (паризит, иттроцерит), флюорит. Включения сфена характеризуются повышенными концентрациями Zr — до 0,55 мас. %. Кристаллы флюорита имеют отчётливо выраженную кайму, что находит отражение в его химическом составе. Так, в центральной части флюорита содержится до 0,5 мас. % Се2О3 и до 1,6 мас. % Y2О3, тогда как в кайме содержания этих элементов, особенно Y, возрастают, и достигают 0,7 и 3 мас. %, соответственно. Выявленный флюорит можно характеризовать как иттровый. Гиттинсит является очень редким цирконосиликатом. Ранее он был обнаружен в изучаемых породах наряду с кварцем, флюоритом, гематитом и эгирином в составе псевдоморфоз по эльпидиту, однако в качестве кристаллического включения гиттинсит известен не был и установлен впервые в ходе настоящего исследования.

Кристаллические включения пирохлора отличаются высокими концентрациями РЗЭ, в сумме составляющими 17 мас. %. По преобладающему среди них Се2О3 (9,8 мас. %) изученные пирохлоры могут быть отнесены к церопирохлорам. Наряду с РЗЭ церопирохлоры имеют значительные концентрации Ta2O5 (3,5 мас. %) UO2 (0,73 мас. %), а также TiO2 (6,5 мас. %), Na2O (4,4 мас. %) и F (1,5 мас. %). Следует отметить, что церопирохлор является основным рудным минералом месторождения Халдзан-Бурэгтэй.

Иттроцерит (фторид редких земель) обнаружен в виде мельчайших вростков в кристаллах паризита — фторкарбоната редких земель. Паризит содержит до 22 мас. % Се2О3; до 11 мас. % La2О3; 9 мас. % Nd2О3; 2,5 мас. % Sm2О3; 1,5 мас. % Y2О3 и 3,3– 4,7 мас. % F.

Первичные расплавные включения выявлены в кварце, наряду с геологическими соотношениями пород, свидетельствуют о магматическом происхождении редкометалльных гранитов. Оценка состава минералообразующих сред для редкометалльных щелочных гранитоидов, включая элементы-примеси и летучие компоненты, проводилась методами электронного и ионного микроанализа. Расплавные включения в кварце щелочных гранитов полностью раскристаллизованы, имеют ромбовидную или овальную форму и размеры от 25 до 50 мкм (рис. 65). Дочерние минералы расплавных включений представлены мелкозернистым агрегатом кварца, калиевого полевого шпата, амфибола, слюды, флюорита, цирконосиликата, фторкарбоната редких земель.

Рисунок 65. Расплавные включения в кварце редкометалльных гранитов (проходящий свет, без анализатора) Амфибол в расплавных включениях представлен рибекитом и содержит до 3 мас. % К2О и 3 мас. % F. Слюда отвечает составу полилитионита с содержанием К2О до 12 мас. %, F — 10 мас. %. Дефицит в сумме компонентов в химическом составе слюды составляет от 1,5 до 4,0 мас. %, что позволяет предположить присутствие в нём аналогичных содержаний Li. Дочерняя фаза цирконосиликата характеризуется высокими содержаниями Y2O3 (до 10 мас. %), Се2О3 (4 мас. %), La2O3 (2,4 мас. %), Nd2O3 (до 0,5 мас. %), Nb2О5 (2,6 мас. %) и повышенными концентрациями F (до 0,7 мас. %). Фторкарбонат редких земель содержит (в мас. %): Се2О3 — 11,0; La2O3 — 4,0; Nd2O3 — 4,2;

Sm2О3 — 0,8; Y2O3 — 3,8; Nb2О5 — 1,0; FeO — 5,8; CaO — 3,0; BaO — 1,3; SrO — 1,1.

В связи с тем, что изучаемые включения при нагревании в термокамере при атмосферном давлении взрывались, их гомогенизация проводилась в автоклаве при температуре 850, 950 и 1000С и давлении 3 кбар. После опытов при температуре 850 и 950С расплавные включения содержали стекло, газовый пузырёк и реликты дочерних минералов. Полная гомогенизация включений наблюдалась лишь при температуре 1000С. Возможно, такая высокая температура гомогенизации расплавных включений связана с некоторой потерей ими летучих компонентов в момент захвата. Это объясняет и наличие вокруг большого числа расплавных включений ореолов мельчайших флюидных включений. Важно отметить, что после опытов при температуре 1000С и давлении 3 кбар в некоторых включениях наряду со стеклом наблюдалась флюидная фаза, содержащая СО2, образовавшаяся, по-видимому, в результате разложения дочернего фторкарбоната.

Химический состав гомогенных стёкол расплавных включений в целом оказался близок составу редкометалльных гранитов, в частности, по содержанию SiO2, FeO, MgO, Na2O и К2О. Вместе с тем, все стёкла расплавных включений характеризуются значительно более низкими концентрациями СаО по сравнению с породами (0,05–0,20 и 4,00 мас. %, соответственно). Главной особенностью химического состава расплавов является весьма высокое содержание в них ZrО2 (2–3 мас. %). Вероятно, такие высокие концентрации ZrO2 в расплавах первой группы близки к концентрациям насыщения, что подтверждается обнаружением среди кристаллических включений и дочерних фаз расплавных включений минералов группы Zr (циркона и гиттинсита).

Содержание F и H2O в расплавах составляет 1,3–4,0 и 1,0–3,4 мас. %, соответственно.

Обнаружение в ряде включений после опытов наряду со стеклом углекислотного флюидного обособления, содержащего жидкую и газовую фазу, позволило оценить содержание углекислоты в расплаве. Гомогенизация углекислотного флюида в жидкую фазу осуществлялась при температуре +25,9С, его плотность при гомогенизации равна 0,69 г/см. Измерив объём включения и объём флюидной фазы, а также зная плотностные характеристики флюидной фазы и силикатного стекла, рассчитывалась масса этих фаз, а затем — масса всего включения. Расчёты показали, что содержание углекислоты в расплаве очень высокое — 1,56 мас. %.

Изучение редкоэлементного состава стёкол гомогенизированных расплавных включений показало, что расплавы обеднены Ва и Sr и обогащены многими редкими (Be, Rb, Y, Nb, Hf, Th) и редкоземельными элементами. Концентрации Ве в них в основном составляют 200–360 ppm; Rb — 1200–4100 ppm; Y — 1300–2000 ppm; Nb — 3900– 6000 ppm; Hf — 200–300 ppm; Th — 200–340 ppm. Cумма РЗЭ в расплавах варьирует от 2300 до 3560 ppm. Полученные данные свидетельствуют, что образование редкометалльных гранитов массива Халдзан-Бурэгтэй происходило из расплава, насыщенного в отношении многих редких и редкоземельных элементов, что отвечает и геохимической специфике образующихся из них пород. Такие расплавы возникали в качестве остаточных в верхних частях магматической камеры в результате фракционирования щёлочногранитной магмы, достигая насыщения в отношении многих рудных компонентов, особенно Zr, Nb и редких земель, и становясь при этом рудоносными магмами.

Специфика редкометалльной минерализации определялась показателем щёлочности расплавов (высокий коэффициент агпаитности, равным 1,4), а также влиянием фтора и углекислоты, что приводило к появлению таких редкометалльных фаз, как циркон, цирконосиликаты и фтокарбонаты редких земель.

4. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ

РАСПРЕДЕЛЕНИЯ МАНТИЙНЫХ И КОРОВЫХ

ИСТОЧНИКОВ МАГМАТИЗМА ЦАСП В ФАНЕРОЗОЕ НА

ОСНОВЕ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ И ИЗОТОПНОГЕОХИМИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Магматизм Монголии, в т. ч. редкометалльный, рассматривается (Коваленко и др., 1996 а, 1996 б, 2004 а, б) как внутриплитный и связывается с действием мантийных плюмов. Особенностью внутриплитных магматических пород является не только их характерное положение относительно границ литосферных плит, но и их химические и изотопные составы. Результаты многочисленных изотопных и геохимических исследований современного внутриплитного магматизма Земли показали, что мантийные источники магматизма неоднородны и характеризуются гетерогенностью разного масштаба.

Наиболее экстремальные части изотопных составов выделены как HIMU (high ), EM-1 (enriched mantle-1), EM-2 (enriched mantle-2), DMM (depleted MORB mantle). Примером глобальной неоднородности мантии является так называемая аномалия DUPAL. Магматические породы, выплавленные из мантии типа DUPAL, характеризуются высокими значениями 87Sr / 86Sr; 208Pb* / 206Pb*; 208Pb / 204Pb, с этой же аномалией коррелирует крупномасштабная сейсмическая аномалия в нижней мантии. Распространение аномалии DUPAL в мантии Земли не является случайным, она выделяется в Индийском океане и в окраинных морях Тихого океана до Японского моря и не выявлена в породах других океанов (Zindler, Hart, 1986). Очевидно, что выяснение геодинамических и географических закономерностей распределения и причин формирования разномасштабной гетерогенности мантии Земли является важнейшей проблемой современной геодинамики.

Исследования магматических пород более древних геологических периодов показывают, что такие же и некоторые другие изотопно-геохимические типы мантийных пород существовали и в геологическом прошлом. Но в связи с перемещениями литосферных плит сделать выводы о закономерностях географического распределения древних мантийных пород разного типа можно только на основе реконструкций с использованием палеомагнитных данных. Пока практически все существующие палеомагнитные реконструкции для разных периодов Земли не включают информацию о составе мантии Земли. Создание палеомагнитных реконструкций с учётом состава мантии — одна из важнейших задач современных геологии и геофизики, решение которой позволит проследить эволюцию процессов, протекающих в мантии и коре Земли.

Нами проведены палеомагнитные исследования венд-кембрийских и фанерозойских геологических комплексов Монголии. Венд-кембрийские комплексы залегают в сложной покровно-складчатой и сдвиговой структуре, образованной в конце кембрия – ордовике в результате тектонического совмещения ряда островодужных сегментов и блоков океанических плато с Сибирским кратоном. Фрагменты островодужных комплексов и тектонические пластины пород океанических плато ассоциируют в структуре и, возможно, представляют единый геодинамический ряд. Вулканические породы океанических плато и островов имеют геохимические характеристики типа OIB и связываются с действием мантийных плюмов. Участие мантийных плюмов предполагается и в островодужном магматизме, так как в венд-кембрийских надсубдукционных породах Монголии фиксируются повышенные концентрации HFS элементов — Nb, Ta, Zr (Коваленко и др., 1996 а, 1996 б; см. также подраздел 4.1). Поэтому выяснение пространственной позиции венд-кембрийских надсубдукционных комплексов может дать информацию о положении плюмов в то время.

Фанерозойские магматические комплексы Монголии имеют рифтогенный генезис и также связываются с действием мантийных плюмов. Они широко распространены на территории Монголии. Их изотопно-геохимическое изучение показало, что они произошли из разных мантийных источников (Козловский, 2006). Новые палеомагнитные данные, полученные для позднего палеозоя, мезозоя и кайнозоя, позволяют оценить пространственное положение этих источников.

4.1. ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ВЕНД-КЕМБРИЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ МОНГОЛИИ

Обработка палеомагнитных образцов проводилась в палеомагнитной лаборатории ИГЕМ РАН. Из каждого образца выпиливалось 1–2 кубика с ребром 1 или 2 см в зависимости от величины магнитной восприимчивости образца. Каждый кубик подвергался термочистке в интервале температур 20–680С. Термочистка проходила в печи, защищённой пермаллоевыми экранами, позволяющими компенсировать магнитное поле Земли до 10–15 нанотесла. Верхняя граница чистки определялась появлением магнитных новообразований, искажающих естественную остаточную намагниченность кубика. Появление магнитных новообразований в процессе температурной чистки определялось по резкому росту значения намагниченности кубика, и по тому, что направление вектора намагниченности от нагрева к нагреву начинало меняться хаотически.

Для большинства кубиков проводилось 12–16 нагревов.

Измерение значения и направления остаточной намагниченности образцов проводилось на магнитометре JR–4. По данным термочистки для каждого кубика строились диаграммы Зийдервельда (Zijderveld, 1967), проводился компонентный анализ намагниченности (Kirschivink, 1980) и анализ распределения выделенных компонент естественной остаточной намагниченности на сфере (Храмов и др., 1982; Шипунов, 1995;

McFadden, Jones, 1981). Если из образца выпиливались два кубика, то по ним рассчитывались средние направления выделенных компонент намагниченности. Отбраковка направлений намагниченности образца производилась в тех случаях, когда диаграмма Зийдервельда не позволяла выделить компоненты (хаотическое распределение направлений намагниченности от нагрева к нагреву), либо когда угол между векторами намагниченности двух кубиков превышал 30. В меловых толщах Гобийского Алтая и Гобийского Тянь-Шаня из некоторых лавовых потоков и экструзий отбиралось несколько образцов. В этих случаях осреднение проводилось по компонентам намагниченности всех образцов. Направления выделенных компонент намагниченности анализировались на сфере для каждого тектонического блока отдельно, а также совместно по всем опробованным блокам из каждого разреза исследованных комплексов пород в современной (ССК) и древней (ДСК) системах координат (Kravchinskiy et al., 2001; Pisarevsky et al., 2006; Веселовский, Галле, Павлов, 2003).

Распад суперматерика Родиния и реорганизация перемещений литосферных плит в венде – раннем кембрии привели к формированию многочисленных островных дуг, остатки которых находятся среди геологических комплексов Монголии, Тувы, Казахстана и других районов. В современной структуре венд-кембрийские надсубдукционные комплексы находятся в ассоциации с микроконтинентами, образовавшимися при расколе Родинии, и магматическими комплексами внутриплитного типа, формирование которых связывается с действием мантийных плюмов. В конце кембрия – ордовике произошла массовая коллизия континентальных, внутриплитных и островодужных блоков и амальгамация орогенной области в результате внедрения постколлизионных гранитных батолитов. Раннекаледонские коллизионные процессы одновременно осуществлялись на гигантской территории Южной Сибири (Коваленко и др., 1996 а, 1996 б, 2004; Добрецов, 1997; Кунгурцев и др., 2001; и др.).

С помощью палеомагнитного метода предполагалось получить новые данные о тектонической истории венд-кембрийских надсубдукционных комплексов Монголии, практически не исследованных этим методом. Планировалось рассчитать палеошироты формирования изученных комплексов, оценить величины их перемещения до столкновения с Сибирским материком и предположить тип их коллизии.

ОБЪЕКТЫ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ. Палеомагнитные образцы отбирались на хребтах Сэрийн-Нуру и Дарвийн-Нуру, в Баянхонгорской зоне и хр. Хан-Хухийн (рис. 66). В структуре хр. Сэрийн-Нуру участвуют островодужные и океанические вендкембрийские комплексы.

Островодужные комплексы представлены вулканогенными толщами, включающими непрерывно дифференцированные ассоциации магматических пород — от базальтов до риолитов, и вулканогенно-осадочными толщами, сложенными переслаивающимися вулканомиктовыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами, туфосилицитами и известняками. Вулканогенно-осадочные толщи включают дайки и силлы средних пород.

В известняках обнаружена фауна раннего кембрия (Хераскова и др., 1985).

_______________________________

Рисунок 66. Геологические схемы: (а) — хр. Сэрийн-Нуру (по С.В. Руженцеву с дополнениями);

(б) — хр. Дарвийн-Нуру (по Т.Н. Херасковой и др., 1985 с дополнениями) а): 1 — океанический комплекс (пиллоу-лавы, кремни, яшмы); 2–6 — породы островодужного комплекса: 2 — базальты, андезибазальты, 3 — пиллоу-лавы, гиалокластиты с прослоями яшм, 4 — туфы и гиалокластиты основного и среднего состава, 5 — яшмы, кремнистые алевролиты, песчаники, редкие гравелиты, 6 — биогермовые известняки;

7 — серпентиниты; 8 — тоналиты, гранодиориты; 9 — граниты; 10 — дайки плагиодацитов и гранит-порфиров; 11 — разломы; 12 — наложенный комплекс пород (девонские вулканиты, позднемезозойские красноцветные отложения), 13 — линии разрезов, по которым проведено опробование.

б): 1 — отложения MZ–KZ; 2 — девонские осадочные толщи; 3 — ордовикские осадочные толщи; 4–7 — районы преимущественного распространения венд-ордовикских формаций: 4 — андезитовой и карбонатно-кремнистотефрогенной; 5 — офиолитовой и карбонатно-кремнисто-тефрогенной; 6 — терригенно-кремнисто-туффитовой; 7 — андезитовой, офиолитовой (спилиты) и карбонатно-кремнисто-тефрогенной; 8 — граниты; 9 — разломы.

Океанические комплексы представлены толщами шаровых лав основного состава, чередующимися с пачками глубоководных кремней и яшм. В осадочных породах обнаружены водоросли и спикулы нижнекембрийского возраста (Хераскова и др., 1985).

Толщи деформированы в складки, интрудированы телами гранитов и гранодиоритов, а также рассечены протяжёнными практически недеформированными дайками гранитов и гранодиоритов. Методами U-Pb датирования определён возраст гранитов — 527 млн л. Палеомагнитные образцы отбирались из нескольких фрагментов вулканогенно-осадочной толщи (100 образцов на участках с координатами: 48 27,194 N и 092 45,238 E; 48 29,667 N и 092 43,339 E; 48 26,56 N и 092 45.327 E) из тонких песчаников, алевролитов, туфосилицитов, даек и силлов андезитов и дацитов. Отобраны также 15 палеомагнитных образцов из массива гранитов, для которых определён возраст в 527 млн л., и гранитных и гранодиоритовых даек, секущих структуру. Из вулканогенных океанических и островодужных толщ образцы взять не удалось из-за невозможности определить элементы залегания пород.

В структуре хр. Дарвийн-Нуру (см. рис. 66 б) участвуют венд-кембрийские офиолиты, вулканогенная непрерывно дифференцированная «андезитовая» толща (по Т.Н. Херасковой и др., 1985), терригенно-кремнисто-туффитовая, карбонатнокремнисто-тефрогенная и вулканогенно-молассовая толщи.

Офиолиты в основании включают дунит-гарцбургитовый комплекс, представленный чередующимися серпентинизированными гарцбургитами и дунитами. На него надвинуты серпентинизированные дуниты, верлиты, вебстериты и клинопироксениты, на которые, в свою очередь, надвинуты породы пироксенит-габбрового расслоенного комплекса. В его верхней части появляются отдельные пересекающиеся дайки диабазов, которые выше образуют комплекс параллельных даек. Породы дайкового комплекса через зону вулканических брекчий перекрываются шаровыми лавами спилитов.

Из плагиогранитов, прорывающих габбронориты, U-Pb методом получен возраст — 5736 млн л. (Козаков и др., 2002).

Непрерывно дифференцированная толща без видимого несогласия залегает на спилитах (Хераскова и др., 1985). Она представлена зеленокаменно-изменёнными порфировыми лавами, туфами и тефроидами, состав которых меняется от базальтов до дацитов и риолитов.

Терригенно-кремнисто-туффитовая толща представлена ритмичным чередованием разнозернистых тефрогенных песчаников с отдельными горизонтами внутриформационных конгломератов, гравелитов и кремнистых туфопелитов.

Карбонатно-кремнисто-тефрогенная толща с размывом залегает на породах непрерывно дифференцированной и спилитовой толщи. В её строении принимают участие полевошпатовые и полимиктовые, иногда — аркозовые разнозернистые песчаники, гравелиты, тефроиды, включающие глыбы известняков и валуны пород непрерывно-дифференцированной толщи и гранитов среднекембрийского возраста.

Обнаруженные в породах спикулы губок и радиолярии дают возможность предполагать раннеордовикский возраст толщи. В некоторых районах толща представлена чередующимися известняками и терригенными породами.

Вулканогенно-молассовая толща залегает на всех нижележащих толщах резко несогласно. В ней преобладают грубовалунные тефрогенные и вулканомиктовые конгломераты, с гальками андезитов, гранитов, серпентинитов. Вверх по разрезу конгломераты сменяются краснокаменноизменёнными лавами и туфами андезитового состава (Хераскова и др., 1985).

Все толщи сложно деформированы и кливажированы. Они в разных пропорциях участвуют в четырёх крутопадающих тектонических пластинах северного простирания.

Палеомагнитные образцы удалось отобрать из различных фрагментов двух разобщённых разрезов непрерывно дифференцированной толщи хребта Южный ДарвийнНуру (55 образцов на участках с координатами: 46 46,319 N и 093 48,567 E;

46 40,569 N и 093 56,437 E) и одного небольшого блока расслоенного габбро (9 образцов на участке с координатами: 46 67,931 N и 094 13,625 E).

Рисунок 67. Геологические схемы хр. Хан-Хухийн (а) и Баянхонгорской офиолитовой зоны (б) (по О. Томуртогоо — см. Коптева и др., 1984) (а): 1 — кристаллические сланцы и гнейсы древнего обрамления каледонид; 2 — карбонатная толща (V–C1); 3 — непрерывно-дифференцированная вулканогенная толща (С1); 4 — олистостромы (С1); 5 — гранодиориты и плагиограниты (PZ); 6 — спилит-кератофировая толща (V–C1); 7 — полимиктовый серпентинитовый меланж; 8 — комплекс диабазовых даек; 9 — спилит-диабазовая толща; 10 — красноцветные песчаники, гравелиты, алевролиты, риолиты (D); 11 — граниты (PZ2); 12 — конгломераты, песчаники, алевролиты (J); 13 — разломы; 14 — место отбора проб.

б): 1 — дорифейские супракрустальные образования; 2 — серпентинитовый меланж; 3–5 — нижнерифейская офиолитовая ассоциация: 3 — комплекс расслоенных ультраосновных-основных пород, 4 — комплекс параллельных даек, 5 — комплекс подушечных базальтовых лав; 6 — среднерифейский зеленосланцевый комплекс; 7 — венднижнекембрийская известняково-сланцевая толща; 8 — палеозойские отложения; 9 — нижнепалеозойские гранитоиды; 10 — мезозойско-кайнозойские отложения; 11 — разломы; 12 — тектонические покровы; 13 — место отбора палеомагнитных проб.

На хр. Хан-Хухийн (рис. 67 а) также выделено несколько различных геологических толщ (Дергунов и др., 1980). Карбонатная толща, сложенная в основном массивными известняками, занимает нижнее структурное положение. В известняках обнаружены онколиты юдомия и хиолиты и археоциаты нижнего кембрия (атдабанский ярус).

Непрерывно дифференцированная вулканогенная толща в нижней части представлена грубообломочными полимиктовыми туфогенно-осадочными породами — конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами. В конгломератах встречаются гальки гранитоидов, что свидетельствует о близости континентального источника сноса. Верхняя часть толщи представлена туфами и лавами, состав которых меняется от базальтов до риолитов. Среди туфов встречаются прослои карбонатных пород с остатками археоциат нижнего кембрия (ленский ярус). По тектоническим контактам с карбонатной и непрерывно-дифференцированной толщами граничат разрозненные блоки спилит-кератофировой, спилит-диабазовой, олистостромовой, кремнистотерригенно-карбонатной толщ, комплекса диабазовых даек и тела серпентинитового меланжа. Толщи интенсивно деформированы в сложные складки, кливажированы, разбиты на тектонические блоки. Незначительное количество образцов для палеомагнитных исследований удалось отобрать только из тонких туфов непрерывно дифференцированной толщи (8 образцов с участка с координатами 49 17,583 N и 93 55,298 ).

Баянхонгорская офиолитовая зона (рис. 67 б) включает породы венд-кембрийской офиолитовой ассоциации (Дергунов и др., 1980) — метаперидотиты серпентинитового меланжа, кумулятивный комплекс, «верхнее» габбро, дайковый комплекс и шаровые лавы базальтов. Возраст офиолитов оценён на основании Sm-Nd изохронны по амфиболовому габбро (56921 млн л., (Кепежинскас и др., 1991)) и по остаткам игл губок в межшаровых промежутках пиллоу-лав (Рязанцев, 1994). Все породы интенсивно деформированы в сложную покровно-складчатую структуру, разбиты на многочисленные блоки. Геологические маршруты выполнены в бассейнах рек Улдзий-Гол, Байдраг-Гол, Туйнэ-Гол, между реками Улдзий-Гол и Туйнэ-Гол, но образцы для палеомагнитных исследований удалось отобрать только из массива расслоенного габбро к северу от сомона Баян-Хонгор (44 образца).

В результате компонентного анализа в исследованных образцах пород хр. Сэрийн-Нуру выявлены несколько компонент намагниченности. Низкотемпературная компонента (А) выделяется в интервале температур 20–460С. Более высокотемпературная компонента (В) выделятся в интервале 250–560С. В некоторых образцах линейные отрезки на диаграммах Зийдервельда, соответствующие этой компоненте, не направлены в начало координат, а на стереопроекциях в температурном интервале компоненты В наблюдаются перемещения векторов Jnt по дугам больших кругов. Повидимому, в этих образцах присутствует третья высокотемпературная компонента намагниченности (С). Единичные векторы низкотемпературной компоненты намагниченности А даек и силлов на стереопроекции близки к направлению современного магнитного поля в районе Монголии. В осадочных породах единичные векторы низкотемпературной компоненты намагниченности А в основном распределены хаотически, хотя некоторые направления также близки к направлению современного магнитного поля в районе Монголии.

Направления компоненты В большинства даек и силлов также близки в ССК к направлению современного магнитного поля. В осадочных породах в некоторых опробованных фрагментах разреза компоненты В распределены хаотически, в пяти фрагментах — образуют отчётливые группы обратной полярности в ДСК и ССК. Направления компоненты намагниченности С оценены по наиболее высокотемпературным частям кругов перемагничивания, распределены хаотически.

В образцах из массивов гранитов и из кислых даек выделяются одна или две компоненты намагниченности. Все компоненты распределены незакономерно. Естественная остаточная намагниченность вулканогенно-осадочных пород хр. Дарвийн-Нуру включает одну, две или три компоненты. Низкотемпературная намагниченность (А) выделяется в интервале температур от 20 до 430С. Её направления во многих образцах группируются около направления современного магнитного поля Монголии, а в некоторых образцах незакономерно распределены по сфере. Высокотемпературная компонента намагниченности (В) выделяется в интервале 250–620С. В ряде опробованных фрагментов разреза она распределена незакономерно, в других — образует отчётливые группы обратной полярности в ССК и ДСК. В некоторых образцах в интервале блокирующих температур компоненты В наблюдается перемещение вектора Jnt по дуге большого круга, что свидетельствует о присутствии ещё более высокотемпературной компоненты намагниченности С. Направления компоненты намагниченности С оценены по наиболее высокотемпературным участкам кругов перемагничивания.

На стереопроекции они распределены хаотически.

В расслоенном габбро хр. Дарвийн-Нуру выделяются две компоненты намагниченности: низкотемпературная (20–540С) с большим разбросом группируется вокруг направления современного поля; векторы высокотемпературной компоненты (300– 580С) образуют на стереопроекции группу прямой полярности.

В намагниченности образцов пород с хр. Хан-Хухийн в основном присутствуют две компоненты. Низкотемпературная компонента выделяется в большинстве образцов в интервале температур 20–530С. Её направления в ССК близки к направлению современного магнитного поля Монголии. Высокотемпературная компонента выделяется в четырёх образцах в температурном интервале от 350 до 560С. Её направления образуют группу обратной полярности в ССК и ДСК.

Намагниченность образцов расслоенного габбро офиолитов Баянхонгорской зоны включает одну или две компоненты в интервале температур 20–580С. Все компоненты распределены хаотически.

ИНТЕРПРЕТАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ КОМПОНЕНТНОГО АНАЛИЗА. Как было показано выше, в исследованных образцах выделены несколько компонент намагниченности. Низкотемпературные компоненты А, очевидно, вторичные. По-видимому, некоторые из них образовались в результате перемагничивания пород по современному магнитному полю в районе Монголии (табл. 5). Компоненты намагниченности В (см. табл. 5;

рис. 68) образцов вулканогенно-осадочных пород хр. Сэрийн-Нуру в ряде исследованных фрагментов разреза образуют группы обратной полярности. В ССК средние направления компоненты В статистически значимо различаются, в ДСК близки. Тест складки, выполненный методом сравнения средних направлений (Шипунов, 1995;

McFadden, Jones, 1981), показал, что намагниченность образовалась до деформаций пород с вероятностью 0,95.

–  –  –

Тест на синскладчатость по средним направлениям компоненты В фрагментов разреза 1–90, 37–42, 64–74 (см. табл. 5 и рис. 68), также показал, что максимальная кучность образуется при максимальном распрямлении складки (110 % распрямления, D = 146, I = -51, K = 59, = 16), минимальная при 0 % распрямления (D = 236, I = K = 19, = 29).

В вулканогенно-осадочных Рисунок 68. Распределение высокотемпературных породах хр. Дарвийн-Нуру накомпонент намагниченности венд-кембрийских пород правление компоненты намагМонголии на сфере ниченности В близко по наклонению к направлению намагни- 1 — хр. Сэрийн-Нуру, 2 — хр. Хан-Хухийн, 3 — габбро хр. ДарвийнНуру, 4 — вулканогенно-осадочные толщи хр. Дарвийн-Нуру.

ченности расслоенного габбро.

Тест складки по наклонениям методом равенства средних направлений (Шипунов, 1995; McFadden, Jones, 1981) положительный, т. е. намагниченность может быть додеформационной.

Высокотемпературная компонента намагниченности обратной полярности, выделенная в вулканогенно-осадочных породах хр. Хан-Хухийн, статистически совпадает по наклонению с направлением компоненты намагниченности В пород хр. СэрийнНуру в ДСК и резко различается в ССК.

Самые высокотемпературные компоненты намагниченности С во всех разрезах распределены хаотически.

Таким образом, многокомпонентная намагниченность венд-кембрийских пород Монголии свидетельствует об их сложной магнитной истории. Компонента намагниченности А, близкая к направлению современного магнитного поля Монголии, очевидно, была приобретена в результате современного или кайнозойского перемагничивания пород в период прямой полярности магнитного поля. Спектр блокирующих температур этой компоненты от 20 до 400–460С. Возможно, компонента была приобретена в результате вязкого перемагничивания пород.

Компонента С выделяется в очень узком интервале блокирующих температур, близких к точке Кюри магнетита. Может быть, она связана с образованием однодоменных зёрен магнетита хемогенного происхождения. Хаотическое распределение её направлений труднообъяснимо и не позволяет как-либо интерпретировать эту компоненту намагниченности.

Компонента намагниченности В во многих исследованных разрезах вендкембрийских толщ (см. рис. 68) образует отчётливые группы направлений. На хр. Сэрийн-Нуру она с большой вероятностью додеформационная. Возможно, додеформационной является и высокотемпературная компонента намагниченности хр. ХанХухийн, так как её направление близко по наклонению к направлению компоненты В пород хр. Сэрийн-Нуру в ДСК и резко отличается в ССК. В хр. Дарвийн-Нуру тест складки по наклонениям положителен, но «доскладчатая» природа компоненты В установлена менее надёжно, так как в тесте использовались направления намагниченности пород только двух разрезов.

Если компонента В не является вторичной и её формирование незначительно оторвано от времени формирования пород, то в структуре Озёрной зоны Монголии присутствуют фрагменты различных островодужных сегментов, сформированных на разных широтах. Вулканогенно-осадочные толщи хр. Сэрийн-Нуру формировались в широтном интервале 28–33–40 (минимальное – среднее – максимальное значения), ХанХухийн — 26–37–51. Широтные интервалы для вулканогенно-осадочных толщ хр. Дарвийн-Нуру — 13–17–23, для габбро этого хребта — 6–24–25. Надёжно рассчитать, как исследованные комплексы перемещались относительно Сибири, достаточно сложно из-за неоднозначности определения палеомагнитного полюса Сибири для венда – раннего кембрия. Существуют две группы полюсов. Одна группа располагается ближе

–  –  –

ВЫВОДЫ:

1. В структуре Озёрной зоны Монголии присутствуют фрагменты различных островодужных сегментов, сформированных на двадцатых-тридцатых градусах северной широты. Ширина бассейна между островными дугами и Сибирским материком составляла 4000–6000 км. Островодужные сегменты до коллизии испытали широтное перемещение с севера на юг на 2000–3000 км.

2. Исследованные фрагменты венд-кембрийских островодужных блоков развёрнуты вокруг вертикальной оси на разные углы как относительно друг друга, так и относительно Сибири. Вероятно, эти развороты связаны со сдвиговыми перемещениями.

3. Полученные палеошироты ограничивают пространственную позицию вендкембрийских источников плюмов двадцатыми-тридцатыми градусами северной широты. Магматические расплавы выплавлялись из деплетированных по изотопному составу источников мантии.

4.2. ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ ПОЗДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ, МЕЗОЗОЙСКИХ

И КАЙНОЗОЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ МОНГОЛИИ

Палеомагнитные исследования проводились в бассейнах р. Улдзийт-Гол и р. ДундШумултай-Гол, в районах сомонов Номгон и Ханбогд, на Гобийском Алтае и Гобийском Тянь-Шане, а также изучался Хангайский гранитный батолит и его обрамление.

В бассейне р. Улдзийт-Гол (рис. 70 а) палеомагнитные образцы отбирались из толщи конгломератов, песчаников, алевролитов и известняков ордовикского возраста и толщи красноцветов карбонового возраста, накопленной в пределах Хангайского прогиба, и сложенной пачками конгломератов, гравелитов, песчаников, алевролитов и аргиллитов (Dergunov et al., 2001). Обе толщи являются элементами палеозойского неоавтохтона, перекрывающего каледонские структуры центральной Монголии. Мощности толщ несколько сотен метров, они дислоцированы, элементы залегания пород — падение северо-восточное (10–60) под углами 60–85 или юго-западное (160–

230) под углами 80–85. Из песчаников и известняков ордовикской толщи нами отобрано 23 палеомагнитных образца. Из тонких песчаников, алевролитов и аргиллитов карбоновых красноцветов для палеомагнитных исследований отобрано 68 образцов.

В бассейне р. Дунд-Шумултай-Гол (на рис. 70 б обозначена как ДШ; координаты 48 56,644 N и 97 57.455 E, Северо-Монгольская зона бимодального и щёлочногранитного магматизма по: Ярмолюк и др., 1990; Покровский, Жидков, 1993) исследована вулканогенно-осадочная толща с бимодальным типом вулканизма. Время вулканизма в зоне оценено как позднепермское по двум Rb-Sr изохронам — 265 и 250 млн л. (Ярмолюк и др., 1990; Покровский, Жидков, 1993; Ярмолюк, Коваленко, 2003). Толща залегает в виде пологой моноклинали со слабыми вариациями элементов залегания пород (азимуты падения — 330–340, угол падения 30). Для палеомагнитных исследований отобрано 25 образцов в основном из игнимбритов, редко — из базальтов.

Хангайский гранитный батолит (на рис. 70 б обозначен как Х) позднепермского возраста и вмещающие его породы исследовались в нескольких районах. В бассейне р. Тацын-Гол 25 образцов для палеомагнитных исследований отобраны из среднекристаллических гранитов и жил мелкокристаллических гранитов (координаты 45 47,024 N и 101 27,193 E). Ещё 28 образцов взяты из протерозойских серых гнейсов, вмещающих граниты Хангайского батолита (45 41,906 N и 101 24,016 E). В пересечении от точки с координатами 48 07,424 N и 99 27,882 E до сомона Джаргалант отобрано 35 образцов из гранитов различной зернистости и 8 образцов из вмещающих протерозойских серых гнейсов. В бассейне р. Байдраг-Гол, чуть ниже по течению от места слияния рек Байдраг-Гол и Улдзийт-Гол из вмещающих Хангайский батолит толщ отобраны палеомагнитные образцы из протерозойских серых гнейсов (23 образца) и секущих их гранитных жил (7 образцов), возраст которых 1825 млн л.

(Kozakov et al., 1997). Для гранитов Хангайского батолита имеется ряд датировок возраста — 252, 253 (U-Pb); 278, 269, 255, 252, 248 (Rb-Sr) млн л. (Ярмолюк, Коваленко, 2003). Граниты массивные, без признаков деформаций или кливажа. Опробованные толщи серых гнейсов не несут следов термального воздействия.

В районе сомона Номгон (см. рис. 70 в) исследованы вулканогенно-осадочные толщи среднекарбоновой активной континентальной окраины Сибири (АКО) и раннекарбоновая осадочная толща также, по-видимому, накапливавшаяся в пределах окраины Сибирского кратона.

Рисунок 70 а, б. Геологические схемы районов проведения палеомагнитных исследований а). Бассейн р. Улдзийт-Гол (Dergunov et al., 2001). 1–3 — формации окраин Байдрагского и Дзабханского массивов: 1, 2 — проточехол: 1 — известняки, терригенные турбидиты (R1-2), 2 — песчаники, алевролиты, известняки, доломиты (R3), калкарениты, песчаники, конгломераты (Є2); 3 — рифтогенные щелочные и основные магматические породы, песчаники, известняки, яшмы; 4–6 — палеокеанические формации: 4 — офиолиты, 5 — базальты и граувакки северовосточной (а) и юго-западной (б) ассоциаций, 6 — терригенные турбидиты континентального склона (Є2–3); 7–9 — формации переходной зоны: 7 — метаморфические породы, 8 — палингенные гранитоиды (Є 3), 9 — граниты (Є 3);

10–12 — формации неоавтохтона: 10 — аркозовые конгломераты, песчаники, алевролиты, известняки (О3), 11 — песчаники, конгломераты, трахиандезиты (D), 12 — конгломераты, песчаники, алевролиты, известняки (С); 13 — субвертикальные разломы (а), надвиги (б).

б). Схема распространения позднепалеозойских рифтогенных комплексов Монголии (Dergunov et al., 2001; Козловский, 2006). 1 — бимодальная ассоциация; 2 — субщелочные базальты; 3 — щелочные граниты; 4–6 — дифференцированный комплекс: 4 — нижнепермский Центральной Монголии, 5 — нижнепермский Северной Монголии, 6 — карбоновый Южной Монголии; 7 — граниты Хангайского батолита; 8 — разломы; 9 — границы рифтовых зон; 10 — границы вулканических ареалов. ДШ — бассейн р. Дунд-Шумултай-Гол, Х — опробованные части Хангайского батолита.

Рифтовые зоны: А–A — Гоби-Тяньшанская, B–B — главного Монгольского линеамента, С–C — Гоби-Алтайская, D– D — Северогобийская, E–E — Северомонгольско-Байкальская. Цифры в кружках — опорные районы: 1 — Тост, 2 — Номгон, 3 — Чандмань, 4 — Улдзийт, 5 — Тэшиг, 6 — Бугсэй-Гол.

Толща активной континентальной окраины в районе сомона Номгон (АКО–1 — см. рис. 70 в; координаты 42 45,619 N и 104 59,829 E) представлена пачками туфов, туфопесчаников и туфоалевролитов. Породы слабо деформированы, элементы залегания слабо варьируют: падение по азимуту от 240 до 260, углы падения от 20 до 25.

По флоре определён среднекарбоновый возраст толщи (Карта…, 1989). Из толщи отобраны 67 образцов из тонких туфов, туфопесчаников и туфоалевролитов.

Раннекарбоновая осадочная толща представлена переслаивающимися песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Опробованный разрез обнажается севернее сомона Номгон (ОТ на рис. 70 в, координата 42 53,018 N и 105 08,580 E). Толща сильно деформирована, элементы залегания для большей части разреза: азимут падения 160–190 угол падения 60–70; для одного блока — азимут падения 80–90 угол падения 62–82. Возраст толщи установлен по флористическим остаткам (Карта…, 1989).

Палеомагнитные образцы (69 шт.) отбирались из тонкообломочных песчаников, алевролитов и аргиллитов.

Рисунок 70 в, г. Геологические схемы районов проведения палеомагнитных исследований в). Схема размещения геологических комплексов южной части Монголии (Карта…, 1989). 1–11 — формации: 1 — калиевых базальтоидов, 2 — монцонит-сиенит-граносиенитовая и гранит-граносиенитовая, 3 — бимодальная, 4 — гранодиорит-гранитовая, гранитовая, 5 — щелочных гранитов и сиениты, 6 — базальтовая, андезит-базальтовая, андезитовая, 7 — песчано-алевритовая; 8 — моласса (морская и континентальная), 9 — зеленосланцевая, 10 — дацитриолитовая и риолитовая, 11 — позднемеловые и кайнозойские платформенные отложения; 12 — разломы. АКО–1, АКО–2, БМ, ХБ, ОТ — изученные разрезы (см. текст).

г). Схема размещения мезозойских и кайнозойских внутриплитных магматических комплексов Монголии (Dergunov et al., 2001). 1–7 — комплексы изверженных пород: 1 — эоцен-голоцен, 2 — плиоцен, 3 — средний миоцен, 4 — поздний олигоцен – ранний миоцен, 5 — палеоцен – эоцен, ранний олигоцен, 6 — поздний мел, 7 — поздняя юра – ранний мел;

8 — границы орогенных структур. Цифры на схеме 1–6 — опробованные толщи: 1 — возрастом 130 млн л.; 2, 3 — толщи с возрастом 60 млн л.; 4–6 — с возрастом 110 млн л. На врезке — часть Монголии, показанная на рисунке.

В районе сомона Ханбогд (см. рис. 70 в) изучалась ещё одна толща среднекарбоновой АКО и позднекарбоновый-раннепермский щелочной гранитный массив ХанБогд, сформированный в пределах Гоби-Тяньшанской рифтовой зоны окраины Сибири (Коваленко и др., 2006; 2007).

Толща АКО севернее сомона Ханбогд (АКО–2 на рис. 70 в, координаты 43 38,108 N и 107 15,813 E) представлена пачками переслаивающихся туфов, туффитов, туфопесчаников, туфоконгломератов, туфоалевролитов, включающих многочисленные потоки андезитов. Породы сильно деформированы, элементы залегания большей части разреза слабо варьируют: азимут падения — от 330 до 5, угол падения — 60–70; элементы залегания одного блока отличаются — азимут падения от 180 до 190, угол падения — 45. Возраст толщи определён как среднекарбоновый по флоре (Карта…, 1989), Rb-Sr изохрона показывает 33419 млн л. (Козловский, 2006).

Толща интрудирована массивом гранитов (ГР на рис. 70 в) и когенетичными с ним многочисленными протяжёнными кислыми дайками. Дайки практически не деформированы, контакты с гранитами не сорваны. 66 палеомагнитных образцов отобраны из тонкообломочных вулканогенно-осадочных пород и потоков андезитов толщи АКО и 19 образцов — из мелко и среднезернистых гранитов массива, секущего толщу АКО и закалочных и внутренних зон даек.

Гранитный массив Хан-Богд (ХБ на рис. 70 в) представляет собой уплощённое лакколитообразное тело, залегающее среди верхнепалеозойских вулканогенноосадочных толщ, несогласно залегающих на породах офиолитового комплекса (Коваленко и др., 2006). Нижняя средне-, позднекарбоновая часть толщ обрамления представлена вулканогенно-осадочными породами дифференцированной ассоциации АКО, верхняя — нижнепермской бимодальной вулканической ассоциацией, сложенной чередующимися в разрезе пачками базальтов и туфов, игнимбритов и лав комендитового и трахириолитового состава. Возраст гранитов массива Хан-Богд определяется по двум изохронам Rb-Sr — 28222 и 2869 млн л.; U-Pb методом по цирконам — 2901, 2921 и 2901 млн л.; и Ar-Ar методом — 2834 и 2857 млн л. Раннепермский возраст комагматичной гранитам бимодальной ассоциации обрамления определён по флористическим остаткам (Гордиенко, Андреев, Кузнецов, 1978) и по Rb-Sr изохронам — 2914 и 2935 млн л. (Коваленко и др., 2006). Возраст пород дифференцированной ассоциации АКО, подстилающей бимодальную толщу, определён как 3295 (Rb-Sr) и 3311 млн л. (U-Pb) (Коваленко и др., 2006). Толщи обрамления гранитов массива Хан-Богд незначительно деформированы, углы падения пород варьируют от 5 до 10, редко — до 20. Образцы для палеомагнитных исследований были отобраны из двух небольших блоков бимодальной толщи (БМ на рис. 70 в, 4310,238 N и 107 29,533 E; 42 53,660 N и 107 09,478 E — 3 и 5 образцов, соответственно), из двух блоков приконтактовых роговиков, из провеса кровли гранитов массива Хан-Богд (43 08,471 N и 107 07,909 E; 43 06,814 N и 107 18,901 E — 18 и 5 образцов), из силлов мелкозернистых гранитов на контакте с роговиками из провеса кровли (43 08,471 N и 107 07,909 E и 43 06,814 N и 107 18,901 E — 5 и 10 образцов), из мелко- и среднезернистых гранитов внутренних частей массива (43 10,188 N и 107 09,265 E — 43 образца).

В районах Гобийского Алтая и Гобийского Тянь-Шаня исследовались меловые и раннекайнозойские толщи (см. рис. 70 г). Недалеко от хр. Гурван-Сайханы-Нуру были опробованы два блока, сложенных потоками лав базальтов с возрастом 60 млн л.

(Dergunov et al., 2001) (точка 2 на рис. 70 г с координатами 43 58,598 N и 102 58,855 E). В одном блоке опробовано 4 потока (6 образцов), в другом — 3 потока (8 образцов). Блоки пород слабо деформированы, углы падения варьируют от 5 до

20. В районе с координатами 43 54,355 N; 103 44,098 E (точка 3 на рис. 70 г) опробована ещё одна вулканогенная толща с возрастом около 60 млн л. — отобрано 7 образцов из 6-ти залегающих горизонтально базальтовых потоков.

В районе хр. Арц-Богд-Ула были опробованы вулканические и осадочные породы с возрастом 110 млн л. (Самойлов, Аракелянц, 1989) (точки 4–6 на рис. 70 в). Палеомагнитные образцы отобраны из 6-ти экструзий базанитов, 4-х горизонтально залегающих лавовых потоков базанитов и чередующихся с ними в разрезе мергелей (44 15,691 N и 102 14,576 E; 44 17,861 N и 102 18,804 E; 44 19,514 N и 102 18,671 E; 44 18,630 N и 102 22,846 E). Из каждой экструзии и лавового потока отбиралось от 2-х до 4-х образцов (всего — 29). В мергелях опробовано 2 сайта (7 образцов).

В районе хр. Аргаланты 20 палеомагнитных образцов отобраны из даек и силлов раннемеловых базальтов (Карта…, 1989), секущих осадочные толщи (точка 1 на рис. 70 г — 4533,153’N и 09818.802’E). Осадочные толщи в основном залегают горизонтально, но в одном месте нами наблюдалась складка с падениями пород на крыльях до 10.

РЕЗУЛЬТАТЫ КОМПОНЕНТНОГО АНАЛИЗА. Породы из бассейна р. Улдзийт-Гол, среднекарбоновые толщи АКО в районе сомона Номгон и севернее сомона Ханбогд и серые гнейсы из геологического обрамления Хангайского батолита оказались полностью перемагничены и исключены из дальнейшего обсуждения. Характеристики намагниченности остальных пород приведены ниже.

–  –  –

В бассейне р. Дунд-Шумултай-Гол в образцах игнимбритов и базальтов позднепермской бимодальной толщи выделяются одна, реже две компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента выделяется в интервале блокирующих температур от 20 до 500С и, возможно, связана с магнетитом; высокотемпературная — от 450 до 660С уже в гематитовом интервале блокирующих температур. Направления низкотемпературной компоненты на сфере распределены хаотически. Направления высокотемпературной компоненты образуют на сфере отчётливую группу обратной полярности (табл. 6).

Хангайский гранитный батолит. Намагниченность гранитов включает одну или, реже, две компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента выделяется в спектре блокирующих температур от 20 до 430С, высокотемпературная — сохраняется до 600С. В большинстве исследованных районов направления этих компонент распределены хаотически. Лишь в одном блоке гранитов, около сомона Жаргалан (блок — см. табл. 6) высокотемпературная компонента намагниченности образует на сфере отчётливую группу обратной полярности.

Район сомона Номгон. Компонентный анализ намагниченности образцов раннекарбоновых осадочных пород показал, что практически во всех образцах естественная остаточная намагниченность включает две компоненты. Наиболее низкотемпературная компонента выделяется в интервале 20–400–460С. Направления векторов этой компоненты в ССК характеризуются прямой полярностью и близки к направлению кайнозойского магнитного поля Монголии (см. табл. 6). Высокотемпературная компонента намагниченности выделяется в температурном интервале 400–580С. Соответствующие ей отрезки диаграмм Зийдервельда направлены в начало координат.

На сфере направления векторов высокотемпературной компоненты образуют отчётливые группы и характеризуются обратной полярностью.

Район сомона Ханбогд. Во всех исследованных породах гранитного массива ХанБогд и его обрамления естественная остаточная намагниченность включает одну или две компоненты. Однокомпонентная намагниченность сохраняется от 20 до 640– 660С. Низкотемпературные компоненты выделяются в интервале блокирующих температур от 20 до 430С. Некоторые из них с большим разбросом группируются около направления СП, другие распределены хаотически. Высокотемпературная компонента сохраняется до 620–660С. Направления высокотемпературной компоненты намагниченности и однокомпонентной намагниченности близки и образуют на сфере относительно отчётливые группы обратной полярности в двух блоках бимодальных толщ обрамления массива Хан-Богд (БМ–1 и БМ–2 — в таблице 6), в контактовых роговиках (роговики–1 и роговики–2 в таблице 6) и мелкокристаллических гранитах на контакте с роговиками.

В образцах удалённых от контактовой зоны гранитов все компоненты намагниченности распределены хаотически.

РАЙОНЫ ГОБИЙСКОГО АЛТАЯ И ГОБИЙСКОГО ТЯНЬ-ШАНЯ. Внутриплитные магматические комплексы с возрастом 60 млн л. (районы недалеко от хр. ГурванСайханы-Нуру и точка 3 — см. рис. 70 г). В основном в образцах выделяется одна, редко две компоненты намагниченности. Низкотемпературная компонента выделяется в интервале температур от 20 до 500С, высокотемпературная — сохраняется до 660С. Направления низкотемпературной компоненты на сфере распределены с большим разбросом. Векторы высокотемпературной компоненты пород около хр. АрцБогд-Ула и в одном из блоков около хр. Гурван-Сайханы-Нуру образуют группу прямой полярности, во втором блоке — распределены хаотически.

Внутриплитные магматические комплексы с возрастом 110 млн л. (хр. АрцБогд-Ула). Естественная намагниченность включает одну или, редко, две компоненты.

Низкотемпературные компоненты выделяются в интервале блокирующих температур от 20 до 430С и распределены хаотически даже в пределах одного образца. Высокотемпературные компоненты сохраняются до 640С и формируют отчётливые группы как в пределах отдельных экструзий (за исключением одной), лавовых потоков базанитов и в одном сайте осадков, так и по всем опробованным телам. Одна экструзия базанитов и один сайт осадков отбракованы нами из-за большого разброса направлений намагниченности.

Внутриплитные магматические комплексы с возрастом 130 млн л. (хр. Аргаланты). Естественная остаточная намагниченность образцов включает одну или, реже, две компоненты намагниченности. Низкотемпературные компоненты выделяются в интервале температур от 20 до 400С и на стереограмме распределены хаотически, высокотемпературные — выделяются в спектре блокирующих температур магнетита до 576С. На стереопроекции они образуют группы прямой полярности.

4.3. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ДАННЫХ

–  –  –

Возможно также, что высокотемпературная компонента намагниченности осадков — синскладчатая. Максимальная кучность (Donnelly et al., 2004) наблюдается при 70 % распрямления складки и значимо отличается от кучностей при 0 % (кучность — 3,4) и 100 % (кучность — 18) распрямления складки.

Тест на синскладчатость проведён для средних направлений высокотемпературной намагниченности, рассчитанной для двух блоков толщи (блоки 48–57 и 64–168 см.

табл. 6). Направления синскладчатой компоненты намагниченности — D = 299, I = -47.

Высокотемпературные компоненты обратной полярности роговиков и мелкозернистых гранитов в контактовой зоне Рисунок 71 г, д. Распределения средних направлений гранитного массива Хан-Богд высокотемпературных компонент намагниченности пород и пород бимодальных толщ в с кругами доверия его обрамлении близки в ДСК и г) — вулканогенно-осадочная толща АКО в районе сомона Ханбогд незначительно отличаются в (330 млн л.); д) — гранитного массива Хан-Богд (тонкие линии) и бимоССК (см. рис. 71 д). Возможно, дальных магматических толщ его обрамления, для которых известны они первичны, так как: компо- элементы залегания (жирные линии).

ненты выделяются в разных типах пород — закалочных мелкозернистых гранитах и обожжённых роговиках (тест обжига) (1), в магнетитовом и гематитовом (бимодальные серии) интервале блокирующих температур (2), нет признаков перемагничивания пород полем обратной полярности, во всех образцах выделяется только одна компонента обратной полярности (3), палеоширота, рассчитанная по этой компоненте, увязывается с палеоширотами, рассчитанными по бимодальным толщам других районов Монголии (Коваленко, Чернов, 2008) (4). Сделать надёжные выводы о времени формирования однокомпонентной намагниченности мезозойских и кайнозойских пород Гобийского Алтая и Гобийского Тянь-Шаня не представляется возможным, так как все породы практически недеформированы и характеризуются намагниченностью одной (прямой) полярности.

Для предварительного определения широтного перемещения Монгольской части Евразии в позднем палеозое, мезозое и кайнозое (см. ниже) мы воспользовались направлениями высокотемпературной намагниченности, опубликованными в печати и рассчитанные в этой работе, для которых выполнен компонентный анализ, и которые гипотетически с разной степенью надёжности могут быть рассмотрены как первичные.

В работе (Kravchinsky et al., 2001) приведены данные по сибирским кимберлитам и траппам, возраст которых ~ 360 млн л. Во всех объектах выделена высокотемпературная намагниченность обратной полярности. Близкое направление выделено в кембрийских песчаниках. Палеомагнитных тестов нет. Авторами работы это направление рассматривается как первичное, но гипотезу о том, что исследованные породы полностью или частично перемагничены в период позднекарбоново-пермского суперхрона исключать нельзя. Палеомагнитный полюс Lat = 11,1; Lon = 149,7; A95 = 8,9. Палеоширота для центральной части Монголии 32–39–47 с. ш. (минимальное – среднее – максимальное значения).

В нашей работе приведена высокотемпературная компонента намагниченности обратной полярности в раннекарбоновых осадочных породах (севернее сомона Номгон). Тест складки показывает, что намагниченность может быть доскладчатой.

Но частичное подмагничивание пород в период позднекарбоново-пермского суперхрона возможно. Координаты палеомагнитного полюса — Lat = -10; Lon = 150; A95 = 4,9. Палеоширота для центральной части Монголии соответствует 18–21–25 с. ш.

В породах АКО (330 млн л.) в районе хр. Аргалантын (Монголия) (Коваленко, Чернов, 2008) выделена высокотемпературная компонента прямой полярности. Надёжно установлено время формирования компоненты — она образовалась до позднекарбоново-пермского суперхрона, так как менее высокотемпературные компоненты обратной полярности, связанные с перемагничиванием пород АКО в период суперхрона (Б-АКО — по Д.В. Коваленко, Е.Е. Чернову, 2008), также присутствуют в естественной остаточной намагниченности исследованных образцов. Тем не менее, первичность этой компоненты гипотетична, так как она резко отличается по склонению от доскладчатой намагниченности бимодальных толщ, залегающих на толщах АКО без видимого несогласия (Козловский, 2006; Гордиенко и др., 1978). Координаты палеомагнитного полюса — Lat = -2; Lon = 61; A95 = 7,5. Палеоширота для центральной части Монголии — 23–30–36 с. ш.

В позднекарбоново-пермских (316 и 275 млн л.) бимодальных толщах Монголии выделена доскладчатая намагниченность обратной полярности, по-видимому, близкая к первичной (Коваленко, Чернов, 2008). Координаты палеомагнитных полюсов — Lat = 32,2; Lon = 154,5; A95 = 7,8 и Lon = 71; Lon = 95; A95 = 8.7, соответственно. Палеошироты центральной части Монголии находятся в интервалах: 51–58–67 с. ш. (275 млн л.) и 40–47–54 с. ш. (316 млн л.).

В породах гранитного массива Хан-Богд и его обрамления (290 млн л. — по Д.В. Коваленко, Е.Е. Чернову, 2008) выделена высокотемпературная намагниченность обратной полярности. Возможно, она близка к первичной. Координаты палеомагнитного полюса — Lat = 72; Lon = 188; A95 = 7,8. Палеоширота для центральной части Монголии — 38–44–52 с. ш.

В работе S.A. Pisarevsky et al. (2006) приведено направление высокотемпературной намагниченности для 5-ти даек, возраст которых 275 млн л. Авторы интерпретируют его как первичное. Тем не менее, направление не может рассматриваться как надёжное из-за малого количества даек и невозможности определить их элементы залегания во время внедрения. Так как дайки находятся в активном районе (побережье оз. Байкал), элементы залегания даек вполне могли быть изменены в результате деформаций пород. Координаты палеомагнитного полюса — Lat = 50,5; Lon = 121,4;

A95 = 16,9. Палеоширота для центральной части Монголии — 62–78–90 с. ш.

Для пород, сформированных 250 млн л. назад, имеется несколько палеомагнитных определений. В работе Р.В. Веселовского с соавторами (2003) приведено направление высокотемпературной намагниченности для сибирских траппов. Для пород выполняется тест обращения, поэтому намагниченность интерпретируется как первичная.

Координаты палеомагнитного полюса — Lat = 56; Lon = 151,7; A95 = 3,8. Палеоширота для центральной части Монголии соответствует — 55–59–62 с. ш.

А.Ю. Казанский с коллегами (2005) выделил высокотемпературную намагниченность обратной полярности для траппов Кузнецкого прогиба. Выполняется тест складки и обжига. Направление интерпретируется авторами как первичное. Координаты палеомагнитного полюса — Lat = 60; Lon = 172,7; A95 = 4. Палеоширота для центральной части Монголии соответствует 45–48–52 с. ш.

Палеоширота, рассчитанная по направлению высокотемпературной намагниченности бимодальной толщи бассейна р. Дунд-Шумултай-Гол (Монголия), соответствует 60–

–70–82 с. ш. Координаты палеомагнитного полюса — Lat = 55; Lon = 131,3; A95 = 11. Но надёжного палеомагнитного обоснования времени формирования этой компоненты нет.

В работах (Метёлкин, Гордиенко, Жао, 2004; Van Hinsbergen et al., 2008) приведены палеомагнитные данные для раннемеловых пород Забайкалья — 136–102 млн л.

(Коваленко, Ярмолюк, Соловьёв, 1997) и Монголии — 125–95 млн л. (Van Hinsbergen et al., 2008). Для высокотемпературных компонент намагниченности пород выполняется тест складки и обращения. Координаты палеомагнитного полюса — Lat = 80,8;

Lon = 158,4; A95 = 2,5 (Van Hinsbergen et al., 2008) и Lat = 72,3; Lon = 186,4; A95 = 6 (Метёлкин, Гордиенко, Жао, 2004). Палеошироты для центральной части Монголии соответствуют 48–50–52,5 с. ш. и 39–45–50 с. ш., соответственно.

Первичность высокотемпературных компонент намагниченности мезозойских (110 млн л.) и кайнозойских (60 млн л.) пород Гобийского Алтая и Гобийского ТяньШаня, рассчитанных в настоящей работе и в работе Д.В Коваленко с соавторами (1997), не обоснована палеомагнитными тестами, но направления высокотемпературных компонент полностью увязываются с данными (Van Hinsbergen et al., 2008).

В работе (Hakard et al., 2007) рассчитаны палеомагнитные полюса для кайнозойских пород Монголии и Сибири. Первичность направлений намагниченности обосновывается тестом обращения. Координаты палеомагнитных полюсов: 40 млн л. — Lat = 72; Lon = 202,6; A95 = 7,3; 30 млн л. — Lat = 81,9; Lon = 275,6; A95 = 4,1; 20 млн л. — Lat = 69,8; Lon = 186,5; A95 = 9,3; 10 млн л. — Lat = 71,6; Lon = 178,; A95 = 16,3. Палеошироты для центральной части Монголии: 40 млн л. — 34–40–46 с. ш.; 30 млн л. — 34–37– 41 с. ш.; 20 млн л. — 37–44–54 с. ш.; 10 млн л. — 34–47–64 с. ш.

Из рисунка 72 видно, что в течение всего позднего палеозоя и раннего мезозоя геологические комплексы Монголии располагались значительно севернее Северо-Китайского блока. В палеозое Монголия, так же как и Сибирь, перемещалась с юга на север, с конца триаса до конца юры — с севера на юг, в мелу и кайнозое — практически не перемещалась по широте.

По крайней мере, с конца перми (250–275 млн л.) палеошироты формирования бимодальных рифтогенных магматических Рисунок 72. Палеошироты с доверительными интервалами, комплексов Монголии (Коваленрассчитанные для центральной части Монголии из палеозойко, Чернов, 2008) статистически ских, мезозойских и кайнозойских палеомагнитных полюсов не отличаются от палеоширот для Евразии (А) и Северо-Китайского блока (Б) Сибирского кратона. По-видимопалеомагнитные полюса: 1 — Северо-Китайский блок (Zhao et му, рифтогенные процессы проal., 1990; Enkin et al., 1992; Gilder, Cortillot, 1997; Huang et al., 2001); 2 — текали в краевой части Сибиррассчитанные в нашей работе и из (Коваленко, Чернов, 2008); 3 — паского материка.

Палеошироты леомагнитные полюса для Евразии (Huang et al., 2001); 4 — взятые из:

формирования раннекарбоно- Kravchinsky et al., 2002 (на рисунке — К); Веселовский и др., 2003 (V);

вых осадков Монголии значимо Метёлкин и др., 2004 (M); Казанский и др., 2005 (Кa); Pisarevsky et al., отличаются от палеоширот Си- 2006 (P); Van Hinsbergen et al., 2008 (H).

бири, рассчитанных из полюса 360 млн л. (Kravchinsky et al., 2002). Возможно, это связано с подмагничиванием пород в период позднекарбоновопермского суперхрона обратной полярности. Может быть, осадочные толщи Монголии были сформированы на удалении от окраины Сибири, в пределах бассейна разделяющего Сибирь и Северо-Китайский блок, а затем тектонически совмещены с Сибирью.

Большинство палеомагнитных данных по Евразии, Монголии и Северо-Китайскому блоку для мела и кайнозоя показывают, что в это время все эти районы были частями единого материка. Исключение представляют палеошироты, рассчитанные в работе (Hakard et al., 2007) для пород Монголии и Сибири с возрастом 40 и 30 млн л. Вероятно, в этих данных присутствует какая-то систематическая погрешность, занижающая наклонения намагниченности, поскольку если рассматривать эти палеошироты как реальные, то необходимо предположить, что исследованные блоки Монголии и Сибири были не только южнее окраины Евразии, но и Северо-Китайского блока.

Карбон-пермские палеомагнитные полюса для Сибири (Веселовский, Галле, Павлов, 2003; Казанский и др., 2005) показывают, что Сибирский кратон развёрнут относительно меридиана на угол ~ 90 по часовой стрелке. Отсюда, современная ориентация любых карбон-пермских геологических элементов Сибирского кратона, в т. ч. и на территории Монголии, не является первичной. В частности, простирание карбонпермских окраинно-континентальных поясов, ориентированных в современной структуре широтно и протягивающихся от Монголии в Казахстан и дальше на запад, в карбоне и перми было субмеридиональным и субдукция под материк шла с востока.

Близкие к меридиональным простирания имели и рифтовые зоны позднепалеозойской рифтовой системы Монголии.

Полученные новые палеомагнитные данные позволяют внести дополнительную информацию в интерпретацию геохимических и изотопных данных для карбонпермских бимодальных комплексов позднепалеозойской рифтовой системы Монголии.

По геохимическим характеристикам они достаточно близки и рассматриваются как магматические комплексы внутриплитного типа, формирование которых связывается с действием мантийных плюмов (Козловский, 2006). В изотопном составе Nd и Sr разновозрастных рифтогенных образований фиксируются отличия. Базальтоиды бимодальных ассоциаций наиболее древней Гоби-Тяньшанской рифтовой зоны характеризуются идентичными вариациями значений Nd(T) и (87Sr / 86Sr)0. На хребтах Ноён-Ула и Тост-Ула (318–314 млн л.) Nd(T) — 4,4–6,7, (87Sr / 86Sr)0 — 0,7036–0,7042, а в районе г. Хан-БогдУла (290 млн л.) Nd(T) — 4,3–7,0, (87Sr / 86Sr)0 — 0,7038–0,7042. В более молодой Гоби-Алтайской рифтовой зоне (~ 275 млн л.) отмечаются относительно деплетированные базальтоиды с Nd(T) = 8,1, а (87Sr / 86Sr)0 = 0,7037, однако преобладают здесь породы с обогащёнными характеристиками Nd(T) — от 0,2 до 5,9, а (87Sr/86Sr)0 — от 0,7040 до 0,7049.

Отчётливое преобладание обогащённого по изотопному составу Nd и Sr компонента фиксируется в базальтоидах Северо-Монгольской рифтовой зоны (~ 250 млн л.), где значения Nd(T) варьируют от -3,3 до +3,1, а (87Sr / 86Sr)0 — от 0,7043 до 0,7051.

Палеомагнитные данные демонстрируют, что внутриплитные позднекарбоновопермские магматические комплексы Монголии были сформированы на разных широтах из разных мантийных источников во время перемещения «монгольской» части Сибирского материка с юга на север. Наиболее древние бимодальные толщи ГобиТяньшанской зоны (318–314 млн л.) сформированы на более южных широтах и характеризуются более деплетированным изотопным составом по сравнению с комплексами Гоби-Алтайской зоны (275 млн л.). Таким образом, либо источники внутриплитного магматизма Центральной Азии занимают обширную область мантии (до 1000 км по широте) и в них закономерно с юга на север происходит обогащение изотопного состава, либо они перемещались вместе с Азиатским материком.

В заключение отметим, что в настоящей работе, а также в работах (Коваленко, Ярмолюк, Соловьёв, 1997; Коваленко, Чернов, 2008; Hakard et al., 2007; Van Hinsbergen et al., 2008) опубликованы палеомагнитные данные практически по всем надёжно датированным позднепалеозойским и мезозойским комплексам пород Монголии, получены результаты разной степени надёжности. К сожалению, подтвердить или опровергнуть недостаточно обоснованные палеомагнитные данные пока невозможно из-за отсутствия одновозрастных хорошо датированных объектов, которые могли бы быть дополнительно исследованы палеомагнитным методом. Требуются дальнейшие исследования возраста и палеомагнетизма пород.

ВЫВОДЫ:

1. Палеомагнитные данные показывают, что в течение всего позднего палеозоя и раннего мезозоя Монголия, на территории которой был широко активен внутриплитный магматизм, испытывала значительные широтные перемещения. С карбона до раннего триаса монгольская часть ЦАСП мигрировала на 4000 км с юга на север — с тридцатых до семидесятых градусов северной широты; с 200 млн л. до 150 млн л. — с севера на юг на 2500 км — с семидесятых на сороковые градусы северной широты. После этого скорость перемещения резко замедлилась и вся Центрально-Азиатская часть Евразии незначительно перемещалась на сороковых широтах. При перемещении менялся изотопно-геохимический состав мантийных источников, с которыми был связан магматизм ЦАСП.

2. В позднем палеозое Сибирский кратон был развёрнут относительно меридиана на угол ~ 90 по часовой стрелке. Простирание карбон-пермских окраинно-континентальных поясов, ориентированных в современной структуре широтно и протягивающихся от Монголии в Казахстан и дальше на запад, в карбоне и перми было субмеридиональным и субдукция под материк шла с востока. Близкие к меридиональным простирания имели и рифтовые зоны позднепалеозойской рифтовой системы Монголии.

3. Палеомагнитные данные подтверждают, что внутриплитные позднекарбоновопермские магматические комплексы Монголии были сформированы на разных широтах из разных мантийных источников во время перемещения «монгольской» части Сибирского материка с юга на север. Наиболее древние бимодальные толщи ГобиТяньшанской зоны (318–314 млн л.) сформированы на более южных широтах и характеризуются более деплетированным изотопным составом по сравнению с комплексами Гоби-Алтайской зоны (275 млн л.).

Таким образом, либо источники внутриплитного магматизма Центральной Азии занимают обширную область мантии (до 1000 км по широте) и в них закономерно с юга на север происходит обогащение изотопного состава, либо они перемещались вместе с Азиатским материком.

4.4. ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ РЕКОНСТРУКЦИИ ПРОСТРАНСТВЕННОГО

РАСПРОСТРАНЕНИЯ АНОМАЛЬНОЙ МАНТИИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ

АЗИИ В ПОЗДНЕМ МЕЗОЗОЕ И КАЙНОЗОЕ

Позднемезозойско-кайнозойские внутриплитные магматические образования, сосредоточенные между Сибирской и Северо-Китайской платформами, объединяются в Центрально-Азиатскую внутриплитную вулканическую провинцию (ЦАВВП) (Ярмолюк и др., 1995). Её формирование связывается с действием области разуплотнённой мантии («горячего поля мантии»), выделяемой в разных районах на глубинах 50– 200 км или 200–350 км по замедлению скоростей прохождения сейсмических волн (Yanovskaya, Kozhevnikov, 2003).

Рисунок 73. Современное положение вулканических областей Центрально-Азиатской провинции внутриплитного магматизма (по В.В. Ярмолюк и др., 1995) 1 — горизонтальные сечения стволовых частей плюмов (по Ю.А. Зорину, Е.Х. Турутанову, 2005); 2 — изолинии толщины литосферы (по Ю.А. Зорину, Е.Х. Турутанову, 2005); 3 — вулканические области: ЦА — Центрально-Алданская, ЮБ — Южно-Байкальская, ЗЗ — Западно-Забайкальская, ЮХ — Южно-Хангайская, ВМ — Восточно-Монгольская, Д — Даригангская; 4 — границы государств.

В пределах вулканической провинции выделяется ряд вулканических областей — Центрально-Алданская, Западно-Забайкальская, Южно-Байкальская, Южно-Хангайская, Восточно-Монгольская и Даригангская (рис. 73). Магматизм в провинции продолжался в течение последних 150 млн л., но наиболее мощные вспышки были в начале раннего мела и миоцене (Ярмолюки др., 1995). Синхронность этапов магматизма в вулканических областях свидетельствует о едином глубинном процессе, ответственном за формирование большинства вулканогенных комплексов провинции.

Исследования геохимического и изотопного состава пород показали, что позднемезозойские магмы в основном выплавлялись из гидратированных мантийных источников с изотопными составами PREMA и EM–II, а кайнозойские — из источников с изотопными составами PREMA и EM–I с умеренным содержанием воды (Ярмолюк и др., 1995; Yanovskaya, Kozhevnikov, 2003; Демонтерова и др., 2007; Чувашова и др., 2007;

и др.). В то же время, ксенолиты гранатовых и шпинелевых перидотитов из кайнозойских лав характеризуются ультрадеплетированным изотопным составом — Nd(T) большинства ксенолитов — от +8 до +16 (Самойлов и др., 1998; Ionov, 2002). Следовательно, источники кайнозойских и, вероятно, позднемезозойских магматических расплавов находились глубже участков деплетированной мантии, из которых были захвачены ксенолиты. Возможно, ксенолиты представляют литосферную деплетированную мантию, а магматические расплавы были сформированы глубже — в астеносфере. Изотопный состав гелия кайнозойских магматических пород Южнохангайской вулканической области Монголии также характерен для подлитосферных источников (Жукова и др., 2007).

Существуют разные модели, объясняющие особенности магматизма ЦентральноАзиатской вулканической провинции. В работах (Ярмолюк и др., 1995; Ярмолюк, Иванов, 2000; Ярмолюк, Воронцова, 2007) магматизм провинции связывается с действием нижнемантийного плюма, а Ю.А. Зорин и Е.Х. Турутанов (2005) считают, что магматизм возник из-за «стагнирования» субдуцированной океанической плиты на границе верхней и нижней мантии. В обеих моделях предполагаются подлитосферные источники магматических расплавов. Если это так, то вулканические области смещены относительно их мантийных источников из-за перемещения Евразийской литосферной плиты. То есть современная конфигурация мезозойских и, по крайней мере, раннекайнозойских вулканических областей не соответствует конфигурации аномальной мантии в те периоды времени, когда из неё были выплавлены магматические расплавы.

В нашей работе мы с помощью палеомагнитного метода попытались установить, какова была конфигурация аномальной мантии Центральной Азии в различные периоды позднего мезозоя и кайнозоя, какие области магматизма Центрально-Азиатской вулканической провинции могут рассматриваться как «след» от стационарной горячей точки мантии, с какими особенностями строения литосферы эти следы связаны.

4.5. СТРОЕНИЕ ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКО-КАЙНОЗОЙСКОЙ

ВНУТРИПЛИТНОЙ ВУЛКАНИЧЕСКОЙ ПРОВИНЦИИ ЦАСП

Центрально-Азиатская внутриплитная вулканическая провинция включает Центрально-Алданскую, Западно-Забайкальскую, Южно-Байкальскую, Южнохангайскую, Восточно-Монгольскую и Даригангскую вулканические области (Ярмолюк и др., 1995), каждая из которых автономна пространственно и структурно (см. рис. 73). Развитие областей было многоэтапным. Магматические проявления того или иного этапа пространственно локализованы, что позволяет выделять в строении областей разновозрастные ареалы магматизма.

Южно-Хангайская область объединяет поля позднемезозойских-кайнозойских вулканитов Южной и Центральной Монголии, залегающих на докембрийских, раннекаледонских и герцинских комплексах основания. На протяжении раннего мезозоя территория области была амагматичной. Внутриплитный магматизм в регионе начался в поздней юре и продолжался в течение позднего мезозоя и кайнозоя.

Вулканизм позднеюрской эпохи представлен ассоциациями щелочных пород, включающими меланефелиниты, фонолиты, трахиты, латиты и карбонатиты. Возраст их формирования определяется в интервале 155–140 млн л. назад. Вулканогенные комплексы приурочены к субширотным разломам Гоби-Алтайской системы, вдоль которых в раннем мелу была заложена одноимённая рифтовая зона.

Раннемеловой (136–105 млн л.) вулканизм был связан с развитием ГобиАлтайской рифтовой зоны. В это время изливались большие объёмы субщелочных платобазальтов и формировались разрозненные вулканы, сложенных туфами и лавами онгориолитов и трахириолитов.

Вулканизм позднего мела (103–70 млн л.) характеризуется резким сокращением масштабов. В это время формировались моногенные лавовые купола, штоки, лакколиты, силлы, дайки и небольшие лавовые поля субщелочных базальтов. Центры вулканизма контролировались структурами восточной части Гоби-Алтайской рифтовой зоны, а также разломами северо-западного и субширотного простирания к югу от неё.

Кайнозойские ареалы вулканизма Южнохангайской вулканической области выстраиваются в отчётливую цепочку север-северо-западного простирания. Возраст ареалов закономерно омолаживается в этом же направлении. Палеоценраннеэоценовый (62–47 млн л.) ареал сосредоточен по обрамлению хр. ГурванСайханы-Нуру. Маломощные лавовые поля сложены субщелочными оливиновыми базальтами. Раннеолигоценовый (37–31 млн л.) ареал включает лавовые поля, сконцентрированные между хребтами Сэврэй-Ула и Ноён-Ула, и отдельные экструзии и лавовые поля в обрамлении хр. Арц-Богд-Ула. Они сложены трахиандезибазальтами.

Позднеолигоцен–раннемиоценовый (30–15 млн л.) ареал расположен в Долине Озёр.

В его пределах сформировано лавовое плато щелочных базальтов. Среднемиоцен– голоценовые ( 15 млн л.) ареалы лавовых полей щелочных базальтов расположены в районе Хангайского нагорья, в бассейнах рек Орхон, Хануйн-Гол, Чулуттын-Гол.

Менее распространены кислые вулканогенные породы — трахириолиты, трахидациты, а также тефриты, нефелиниты, фонолиты и трахиты (127–120 млн л.). В конце раннего мела (116–106 млн л.) произошла новая вспышка субщелочного базальтового вулканизма. В позднем мелу сформированы толщи щелочной ассоциации Боргойской впадины, представленные тешенитами, трахибазальтами и щелочными базальтами (103–90 млн л.), а также маломощные вулканические толщи меланефелинитов, базанитов и нефелин-нормативных базальтов в Хилокском и Удинском грабенах и в районе Витимского плато (78–67 млн л.). В кайнозое сформированы эоценовые (53– 38 млн л.) лавовые поля базанитов, нефелинсодержащих базальтов в Хилокском и Удинском грабенах и на Витимском плоскогорье. Олигоценовые (34–27 млн л.) проявления вулканизма установлены в Хилокском грабене и на Витимском плато. Позднекайнозойская (21–2 млн л.) вулканическая активность была практически полностью сосредоточена на Витимском плато, в пределах которого сформированы толщи субщелочных оливиновых базальтов, базанитов и лимбургитов.

Южно-Байкальская область охватывает позднекайнозойские вулканические поля, сформированные у южной оконечности Байкала — на хр. Хамар-Дабан, по обрамлению оз. Хубсугул, в Тункинской впадине и Восточной Туве. На этой территории практически отсутствуют позднемезозойские и раннекайнозойские вулканиты. В пределах области формировались поля субщелочных оливиновых базальтов в позднем олигоцене (34–24 млн л.), миоцене (20–8 млн л.), плиоцене и плейстоцене – голоцене.

По оценкам, приведённым в работе (Ярмолюк и др., 1995), в вулканических областях проявляется корреляция объёмов и составов продуктов магматизма в различные периоды времени (см. рис. 73). Наиболее мощные вспышки активности вулканизма были в начале раннего мела и в миоцене. Синхронность этапов магматизма в вулканических областях свидетельствует о едином глубинном процессе, ответственном за формирование большинства вулканогенных комплексов провинции.

ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ. На рисунке 74 а показано распределение палеомагнитных полюсов в системе координат Земли за последние 200 млн л. (Besse, Courtillot, 2002). На позднемезозойско-кайнозойском участке кривой кажущейся миграции палеомагнитного полюса Земли можно выделить два различающихся по простиранию сегмента — 0–50 млн л. и 60–140 млн л., которые можно использовать для приблизительного расчёта координат полюсов вращения Евразии в эти периоды. Распределение кайнозойских палеомагнитных полюсов (0–50 млн л.) хорошо увязывается в пределах их кругов доверия с расчётной кривой миграции палеомагнитного полюса при повороте Евразии на 10–15 по часовой стрелке вокруг полюса вращения в районе южного Тибета (27 N и 79 E) (см. рис. 74 а; табл. 7).

–  –  –

РЕКОНСТРУКЦИИ ДЛЯ КАЙНОЗОЯ (50–0 МЛН Л. Н.). В пределах ЦАВВП есть две вулканические области, магматизм в которых был активен в течение всего кайнозоя — Западно-Забайкальская и Южно-Хангайская (Ярмолюк и др., 1995; Ярмолюк, Иванов, 2000; Ярмолюк Воронцов, 2007).

Ареалы магматизма Южнохангайской вулканической области на площади вытянуты в отчётливую цепочку север-северо-западного простирания. Возраст пород ареалов закономерно омолаживается в север-северо-западном направлении (Ярмолюк и др., 2007 а, б). Кайнозойские ареалы магматизма Западно-Забайкальской зоны (ЗЗЗ) не образуют явно выраженных цепочек и, по крайней мере, в двух грабенах залегают в единой стратиграфической последовательности (Ярмолюк, Иванов, 2000;

Ярмолюк Воронцов, 2007).

–  –  –

также рис. 77). Формирование же вулканических ареалов Западно-Забайкальской области могло протекать по-разному. На рисунках 79 а, б приведены реконструкции географического положения вулканических областей для 50 млн л. и позднего кайнозоя.

–  –  –

Центры магматизма незначительно мигрировали в течение кайнозоя друг относительно друга и не образуют вытянутых в пространстве цепочек (Ярмолюк, Иванов, 2000;

Ярмолюк, Воронцов, 2007). Значит, источники магм, с которыми был связан вулканизм этой области, располагались в разных точках мантии. Возможно, а) — мантийные источники магматизма перемещались вместе с литосферной плитой или, б) — в мантии существовала достаточно обширная активная область, над которой перемещалась Евразийская литосферная плита в кайнозое, а мантийные магматические расплавы в течение кайнозоя поступали на поверхность по одним и тем же выводящим каналам Западно-Забайкальской зоны (см. рис. 78 б). Гипотеза (а) возможна, если мантийные магматические расплавы генерировались в литосферной мантии, как, напр., происходит в зонах субдукции. Этот вариант маловероятен, так как в большинстве работ магматизм Центрально-Азиатской вулканической провинции рассматривается как внутриплитный (Ярмолюк и др., 1995; Ярмолюк, Иванов, 2000; Ярмолюк, Воронцов, 2007).

–  –  –

Рисунок 78. Модели развития магматизма в вулканических областях ЦАВП: узколокализованная горячая точка (а, в), широкая область аномальной мантии (б), литосферная ловушка (г) 1 — направление перемещения литосферной плиты; 2 — области аномальной мантии; 3 — вулканические области: активные (а), древние (б); 4 — магмоподводящие каналы: активные (а), отмершие (б); 5 — континентальная литосфера.

Возможно, разогретое вещество аномальной мантии находилось в литосферной ловушке и также перемещалось вместе с литосферной плитой (см. рис. 78 в). По этой модели предполагается, что ловушка отрезана от глубинного источника вещества аномальной мантии относительно холодной астеносферой. Но отчётливые корреляции изменений объёмов, степени гидратированности и изотопного состава магматических расплавов во времени во всех вулканических зонах провинции свидетельствует о том, что все они были связаны с единым глубинным источником аномальной мантии.

Поэтому, наиболее вероятной нам представляется модель (б).

РЕКОНСТРУКЦИИ ДЛЯ МЕЛА (140–60 МЛН Л. Н.). В мелу магматизм был сконцентрирован в четырёх вулканических областях — Центрально-Алданской, Западнозабайкальской, Восточно-Монгольской и Южнохангайской (рис. 79). Магматизм в областях протекал непрерывно, но наиболее мощная его вспышка была в раннем мелу.

Ареалы магматизма не образуют вытянутых цепочек.

Реконструировано пространственное положение этих областей в различные периоды позднего мезозоя и кайнозоя. Для этого области вулканизма были последовательно развёрнуты против часовой стрелки относительно полюсов вращения с координатами 27 N, 79 E, 0 N, 2 E и 48,6 N, 102,2 E, соответственно на 10, 3,5 и на 15.

–  –  –

ЭВОЛЮЦИЯ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОЙ ПРОВИНЦИИ ВНУТРИПЛИТНОГО МАГМАТИЗМА.

Можно предположить следующую последовательность развития Центрально-Азиатской провинции внутриплитного вулканизма в мелу и кайнозое. В раннем мелу магматизм провинции характеризовался наивысшей активностью и был проявлен в четырёх вулканических областях, которые занимали пространство от 42 до 61 N (см. рис. 79).

Магмы выплавлялись из гидратированных мантийных источников. Распределение элементов-примесей в меловых базальтах характеризуются глубокими минимумами Ta и Nb. Изотопный состав источников соответствует PREMA и EM–II. Судя по геофизическим данным, все области магматизма были приурочены к участкам литосферы с пониженной мощностью — 50–70 км (рис. 80; см. также рис. 79), соизмеримой или меньшей, чем средняя мощность литосферы океанической коры (90–100 км).

Рисунок 80. Пространственное положение вулканических областей 60 млн л. назад.

1 — полюс вращения Евразии; 2 — расчётные траектории перемещения за период 140–60 млн л.;

3 — расчётные «следы» от горячих точек за период 140–60 млн л.

В меловом периоде Евразия вращалась по часовой стрелке вокруг полюса вращения в центральной Монголии на 10–15. Магматизм в вулканических областях продолжался, но характеризовался значительно меньшей активностью, чем в начале раннего мела (см. рис. 74). По-видимому, магматические расплавы в течение мела генерировались в нескольких стационарных областях аномальной мантии, размеры которых могли несколько превышать размеры вулканических областей. При прохождении участков литосферы Евразии, характеризующихся пониженной мощностью над активной областью мантии, в них по одним и тем же магматическим каналам расплавы выводились на поверхность. В течение мела степень гидратированности мантийных источников снизилась. Изотопные составы магматических пород лежат на линии смешения PREMA – EM-II. Возможно, что магмы выплавлялись на разных глубинах мантии или внедрялось новое вещество аномальной мантии, изменявшее изотопный состав источников.

В период от 50 млн л. до современного времени Евразия испытывала медленное вращение по часовой стрелке вокруг полюса вращения с координатами 27 N и 79 E (южная часть Тибета). В раннем кайнозое (50 млн л. назад) активность магматизма оставалась низкой. Магматические расплавы генерировались только в двух областях мантии — очень локальной Южнохангайской горячей точке (координаты 48 N и 100 E) и, по-видимому, в довольно обширной области мантии к северу и северовостоку от неё (см. рис. 80). Выплавлялись магмы типа OIB, источники магматизма характеризовались изотопным составом типа PREMA. Литосфера вдоль всей траектории Евразии над Южнохангайской горячей точкой характеризовалась малой мощностью (см. рис. 73, 78 а, 79), и, по-видимому, повышенной проницаемостью, поэтому магматические расплавы достигали поверхности с образованием линейных вулканических ареалов с закономерным изменением возраста — «след» от горячей точки. К северу и северо-востоку от Южнохангайской горячей точки литосфера Евразии в основном была достаточно мощной (150–200 км) и имела пониженную мощность в районе Западно-Забайкальской области (см. рис. 73, 78–80). При прохождении этой части литосферы над активной областью мантии, в ней формировались магматические комплексы, которые не формировали линейно вытянутых цепочек на площади, а стратиграфически наращивали друг друга. Судя по протяжённости расчётной траектории перемещения Западно-Забайкальской области за последние 50 млн л., ширина участка аномальной мантии или горячей точки была не меньше 800 км. Отметим, что в ВосточноМонгольской вулканической области, литосфера которой тоже характеризуется пониженной мощностью, магматизм при прохождении литосферной плиты над зоной аномальной мантии почему-то не проявлялся. Изотопный состав источников магматизма менялся в течение кайнозоя вдоль линии смешения PREMA – EM–1. В миоцене в мантии, вероятно, был новый «выброс» разогретого разуплотнённого аномального вещества, который привёл к резкой активизации магматизма в Южнохангайской и ЗападноЗабайкальской областях, а также к расширению размеров вулканической провинции и формированию новых областей магматизма — Южно-Байкальской, ЦентральноАлданской, Дариганской.

ВЫВОДЫ:

1. Области аномальной мантии, с которыми связан магматизм Центрально-Азиатской провинции внутриплитного магматизма, меняли свою конфигурацию в мелу и кайнозое.

2. В начале раннего мела области аномальной мантии занимали пространство от 42 N до 61 N ( 2000 км по широте). Возможно, в течение мела положение областей аномальной мантии было стационарным в пространстве. Магматизм провинции проявлялся в областях литосферы Евроазиатской плиты с пониженной мощностью, сопоставимой или меньшей мощности, чем мощность литосферы океанической коры. Позднемезозойские магмы в основном выплавлялись из гидратированных мантийных источников с изотопными составами PREMA и EM-II.

3. В раннем кайнозое (50 млн л. назад) активность области аномальной мантии была значительно ниже, чем в раннем мелу. Магматические расплавы генерировались только в двух областях мантии — очень локальной Южнохангайской горячей точке и, по-видимому, в довольно обширной (не менее 800 км по ширине) области мантии к северу и северо-востоку от неё. В целом аномальная мантия занимала пространство от 46 до 59 с. ш. — ~ 1300 км по широте. Выплавлялись магмы типа OIB, источники магматизма были слабо гидратированы и характеризовались изотопным составом типа PREMA и EM-I.

4. В миоцене, вероятно, был новый «выброс» разогретого разуплотнённого аномального мантийного вещества, который привёл к резкой активизации магматизма и расширению размеров вулканической провинции до 2000 км по широте. Литосфера во всех вулканических областях характеризовалась малой мощностью, в т. ч. и вдоль всей траектории Евразии над Южнохангайской горячей точкой.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В процессе геолого-металлогенических исследований в рамках Базового проекта ТувИКОПР СО РАН 7.5.2.8 «Коромантийные рудно-магматические системы благородно-редкометалльной специализации в металлогении Тувино-Монгольского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса на территории Тувы и сопредельных регионов Центральной Азии» получены принципиально новые и важные в теоретическом и практическом отношении результаты.

Установлена отчётливая связь формирования благородно-редкометалльного оруденения ЦАСП с процессами внутриплитного магматизма. Показано, что внутриплитный магматизм был активен как на доаккреционной стадии развития каледонской коры, так и после неё. Своеобразие развития каледонид, определяемое сквозным проявлением в их истории магматизма внутриплитной специфики, объясняется с позиций аккреции венд-кембрийских структур океанического ложа (островных дуг, океанических островов, задуговых бассейнов и т. д.) над горячей точкой мантии. Предполагается, что её воздействие на характер магматизма в литосфере продолжалось и после формирования каледонской складчатой области. Выявлена периодичность внутриплитных процессов в истории Земли и связанного с ней редкометалльного оруденения.

Дана характеристика источников внутриплитного магматизма и редкометалльного оруденения для каждого цикла.

Детально исследованы процессы образования пород Халдзан-Бурэгтэйской группы массивов, вмещающих одноимённое редкометалльное месторождение. Детальные исследования изотопного состава неодима и канонических отношений содержаний несовместимых элементов в породах щелочных массивов и вмещающих их офиолитах показало, что главными источниками всех этих пород являются мантийные и мантийно-коровые обогащённые источники OIB, Е-MORB и IAB, второстепенными — источники N-MORB и верхняя континентальная кора. Одним из важнейших петрогенетических процессов при формировании щелочных пород Халдзан-Бурэгтэйской группы массивов является многократное смешение источников либо связанных с ними магм.

При образовании мантийных пород имело место смешение между источниками OIB и E-MORB. Коровый источник (офиолиты) был изотопно и геохимически неоднороден, как и выплавляемые из него магмы. Магмы смешивались между собой. Предложена общая модель образования пород Халдзан-Бурэгтэйской группы массивов. Показано, что магмообразование протекало на двух уровнях: 1) мантийном (астеносферном), на котором происходило образование составов промежуточных магм при смешении плюмового источника и источника E-MORB, возможно, с участием метасоматически изменённого мантийного клина (источник IAB); 2) коровом. В мантии образовались источники, генерировавшие расплавы базитов, сиенитов, пантеллеритов и редкометалльных гранитов, при этом только базитовые магмы, вероятно, выплавлялись непосредственно из мантии. Образование мантийных сиенитов, пантеллеритов и редкометалльных гранитоидов, видимо, требует более сложного механизма: либо через глубокую кристаллизационную дифференциацию базитовой магмы, либо за счёт частичного плавления материнских базитов, с дальнейшей глубокой кристаллизационной дифференциацией образовавшихся магм. Местом протекания этих процессов предполагается промежуточная магматическая камера в более высоких частях литосферы — на глубинах не более 25 км при давлении 5 кбар, где базитовые магмы способны были при дифференциации формировать пантеллеритовые расплавы. Возможно, такая промежуточная камера по глубинности была сближена уже с коровым (офиолитовым) горизонтом магмообразования, поскольку в последнем также формировались кремнекислые аналоги пантеллеритов и сиенитов — нордмаркиты и щелочные граниты. Для образования таких магм необходимы как минимум два условия: достаточный тепловой поток и высоконатровый состав плавящегося субстрата. Главным инициатором магмообразования в регионе был мантийный плюм и образовавшиеся из него базитовые магмы. Редкометалльные щелочные гранитоиды сформировались из плюмового источника при глубокой дифференциации преимущественно пантеллеритовых и сиенитовых магм.

Изучен разрез вулканических пород Ханбогдинской верхнепалеозойской впадины, вмещающей Ханбогдинский массив редкометалльных гранитов. Анализ геологических, геохронологических, петрохимических и геохимических данных по вулканитам впадины показывает, что в процессе её геологической эволюции геодинамические обстановки формирования вулканизма хотя и менялись, но главным оставался субдукционный режим с источником вулканизма типа IAB, сохранявшийся практически постоянной в течение формирования девонского основания впадины и вообще офиолитов Южно-Монгольских герцинид (островные дуги), а также стратиграфически нижней части самой впадины (активной континентальной окраины — АКО). Образующиеся при этом субдукционные вулканические ассоциации являются дифференцированными, варьирующими по составу от базитов до дацитов и риолитов. Допускается, что бимодальная вулканическая ассоциация возникла, когда к зоне субдукции приблизился срединно-океанический хребет (вулканизм типа Е-MORB, который в заметном объёме подмешивается к субдукционному вулканизму). В целом эволюция вулканизма Ханбогдинской впадины по смене геодинамических обстановок и специфике состава вулканизма напоминает эволюцию западной окраины Северной Америки в кайнозое.

Обоснована связь редкометалльного Ханбогдинского щёлочногранитного массива и системы близких к нему по возрасту грабенов с бимодальными базальт-комендитпантеллеритовыми вулканическими ассоциациями.

Исследованы онгониты Арыбулакского массива. Выявлено, что этот массив имеет зональное строение. Большую его часть занимают порфировые топазовые онгониты, сменяющиеся в направлении контакта слабопорфировыми онгонитами с топазом и, редко, флюоритом. Геохимическая эволюция массива характеризуется обогащением ранних пород эндоконтактовой фации CaO, K2O, F, Rb, Cs, B, Ba, Sr, Sn, Ta. В центральной части массива содержания этих элементов уменьшается, но наблюдается обогащение Na2O и Li. Показано, что большая часть Арыбулакского массива образовалась в процессе магматической дифференциации коровой гранитной магмы, когда из остаточных расплавов формируются литий-фтористые граниты и их субвулканические аналоги онгониты.

Изучением карбонатитовых комплексов Чайлюхемского рудопроявления установлена первичная минеральная ассоциация руд, слагающая жильные тела и цемент брекчий. В её состав входят кальцит, анкерит, флюорит, барит, бастнезит, пирит и кварц. Более поздние метасоматические процессы (флюоритизация, окварцевание, кальцитизация, стронцианитизация) и разнообразная прожилковая минерализация и гипергенные изменения преобразовали первичный состав руд и окружающих пород.



Pages:     | 1 | 2 || 4 |
Похожие работы:

«FALL 2014 INTRODUCTION TO RUSSIAN LITERATURE I (IN RUSSIAN) 377.201 JHU/ RUS 251 GC MWF 10-10:50 Professor Olya Samilenko Office Hours at JHU: MTuWF: 8:00-8:45 Tu:10:00-12:00 Cell: 410 812-0150 Samilenko.Olya@gmail.com Жуковский Зима I....»

«ГБОУ СОШ № 619 Калининского района "Многогранная Россия" Интертекст Функции и роль в русской литературе Шкворова Ольга, 10 А Руководитель Лазо Е.Ю. Санкт-Петербург Цели и задачи Цель: объяснить понятие "интертекст", выяснить его функции и роль в художественной литер...»

«УДК 82(1-87) ББК 84(4Вел) С 46 Simon Scarrow THE BLOOD CROWS Copyright © 2013 Simon Scarrow. The Author asserts the moral right to be identified as the Author of this work. Оформление серии А. Саукова Иллюстрация на переплет...»

«МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ "ТАМБОВКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ Г.Р.ДЕРЖАВИНА" Основная об...»

«Михаил Тренихин Импрессионизм. Теоретические споры и советская живопись 1930-х годов "Импрессионисты всё видели через цвет, а не только дали рецепт какой-то светлой палитры. Они поняли, что цвет на холст...»

«Царевич Петр Династические связи Дома Романовых с влиятельными фамилиями Запада своими истоками уходят в первую четверть XVIII века, в царствование Петра I. Именно по его инициативе были заключены брачные союзы его сына, дочери и племянницы. Но прежде всего, разумеется, следует рассказать о самом Великом Преоб...»

«опубликована в Америке в 1916 году, в России она появилась намного позже. Наличие еще трех вариантов повести было обнаружено лишь в 1938 году. Булгаков же начал работать над своим романом в 1928-1929 годах, называлась рукопись первоначально "...»

«ROSSICA ANTIQUA. 2012/2 (6) А. М. Введенский. Время внесения в летопись легенды об Андрее Первозванном и её состав Работа посвящена вопросу о времени появления и структуре летописной легенды об апостоле Андрее Повести временных лет. В...»

«ВСЕМИРНАЯ КОНВЕНЦИЯ ОБ АВТОРСКОМ ПРАВЕ (пересмотренная в Париже 24 июля 1971 года) Договаривающиеся Государства, Воодушевленные желанием обеспечить во всех странах охрану авторского права на литературные, научные и художественные произведения, Уверенные в том, что система охраны авторского права, приемл...»

«Серия "Социально-гуманитарные науки". 3/2016 УДК 811.111-26 Н. В. Питолина ЛОНДОН В ХУДОЖЕСТВЕННОЙ КАРТИНЕ МИРА АРТУРА КОНАН ДОЙЛА ЛОНДОН рассматривается как пример индивидуально-авторской концептуализации, воплощенный в художественном тексте. На материале рассказов А. К. Дойла о Шерл...»

«Министерство образования и науки Российской Федерации ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ "САРАТОВСКИЙ НАУЧНЫЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ Н.Г. ЧЕ...»

«ПАМЯТНИКИ ЛИТЕРАТУРЫ Булат ОКУДЖАВА Свидание с Бонапартом IM WERDEN VERLAG МОСКВА МЮНХЕН 2004 ОБЛОЖКА ПЕРВОГО ИЗДАНИЯ РОМАНА. МОСКВА. 1985 © Булат Окуджава, 1983 (Салослово, сентябр...»

«1 Лев Успенский : Ты и твое имя Лев Успенский Ты и твое имя ТЫ И ТВОЕ ИМЯ (Рассказы об именах) От автора Знание и понимание Два столетия назад великий немецкий мастер слова и мыслитель Лессинг написал: "Мне представляется странным...»

«УДК 821.161.1-31 ББК 84(2Рос=Рус)6-44 А85 Художественное оформление серии А. Марычева Выражаем благодарность ООО "Медиа Фильм Интернешнл" за предоставленный сценарий и кадры из телесериала "Дом с лилиями" Арсеньева, Елена Арсеньевна. А85 Чужой муж : [роман] / Елена Арсеньева. — Москва ...»

«Ибн Тавус Лухуф Скорби Кербелы Переводчик: Амин Рамин Автор книги "Лухуф" сейид Реза-уд-дин Али ибн Муса Ибн Тавус, один из наиболее значительных шиитских ученых, живший в 7 веке хиджры. Его перу принадлежит около 60 книг. Книга "Лухуф аля катла т-туфуф" ("Скорби по убитым в Кер...»

«Выборы 2011_КПРФ_Мумладзе Рассылка по спискам сайтов www.kprf.ru, www.kremlin.ru, www.fsb.ru От кого: Natalia ! nmumladze@mail.ru Кому: npf.skibr@mail.ru 22 декабря 2011, 21:2950 файлов Пересылаемое сообщение -От кого: mail@d647.info Кому: af@afghanistan.ru, azind@mail.ru, sbult@mail.ru, pawwtchan1@yahoo...»

«2. ЕВТЕРПА ТА ІНШІ: СОЮЗ ЗВУКУ, СЛОВА, КОЛЬОРУ 9. Орлицкий Ю. Б. Стих и проза в русской литературе / Ю. Б. Орлицкий. – М. : Издат. центр Рос. гос. гуманит. ун-та, 2002. – 685 с.10. Павлова Н. С. Типология немецкого романа, 1900–1945 / Н. С. П...»

«Художник Сергей Иванович Голубин (7.04. 1870 СПб.26.09. 1956 Томск) Родился С.И. Голубин 25 марта (7 апреля) 1870 года в Петербурге, в семье Почетного гражданина, банковского слу...»

«Миллион в портфеле : роман, 2004, Жоанна Чмиелевска, K. Novak, 5947994453, 9785947994452, Издательство У-Фактория, 2004 Опубликовано: 11th June 2009 Миллион в портфеле : роман СКАЧАТЬ http://bit.ly/1cq5Fcb Studnie...»

«ВТОРОЙ НАЦИОНАЛЬНЫЙ ЧЕМПИОНАТ "АБИЛИМПИКС" Компетенция "Веб-дизайн" Москва 2016 ВТОРОЙ НАЦИОНАЛЬНЫЙ ЧЕМПИОНАТ "АБИЛИМПИКС" Описание компетенции "Веб-дизайн" Веб-дизайн (от англ. Web design) — отрасль веб-разработки и разновидность дизайна, в задачи которой входит проектирование пользовательских веб-интерфейсов для сайтов ил...»








 
2017 www.lib.knigi-x.ru - «Бесплатная электронная библиотека - электронные материалы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.